zmniejszania siê wykorzystania wód zwyk³ych w gospo-darce komunalnej i na cele bytowo-technologiczne, zrzu-cane s¹ wody o mineralizacji zbli¿onej do jakoœci wód w odbiornikach. Do znacz¹cego zmniejszenia siê ³adunków soli zrzucanych w wodach kopalnianych w znacz¹cy spo-sób przyczyni³o siê tak¿e wprowadzenie w zak³adach gór-niczych obiegów zamkniêtych (np. górnictwo miedziowe) oraz wykorzystywanie wód do ró¿nych celów w zale¿noœci od stopnia ich zmineralizowania (ryc. 6).
W okresie intensywnej eksploatacji górniczej zareje-strowano zanik ponad 60 Ÿróde³ i znaczny spadek natê¿enia wyp³ywu w wielu dalszych.
Na terenie kraju dosz³o do utworzenia ponad 500 sta³ych lub okresowych zalewisk o ³¹cznej powierzchni ok. 15 km2i objêtoœci przekraczaj¹cej 20 mln m3.
Wiele zlikwidowanych kamienio³omów, piaskowni i ¿wirowni oraz kopalñ odkrywkowych zosta³o zlikwidowa-nych metod¹ wodn¹, tj. poprzez naturalne wype³nienie wyrobisk górniczych. Utworzy³o siê w ten sposób ponad 50 naturalnych zbiorników wodnych spe³niaj¹cych najczê-œciej rolê rekreacyjn¹.
Do zanieczyszczenia œrodowiska gruntowo-wodnego znacz¹co przyczyni³o siê tak¿e sk³adowanie na powierzch-ni lub w powierzch-nieczynnych wyrobiskach ska³ p³onych oraz odpa-dów przemys³owych i komunalnych. Przemywanie zwa³owisk (ha³d) przez infiltruj¹c¹ wodê lub odcieki ze sk³adowisk materia³ów deponowanych hydraulicznie sta-nowi¹ d³ugotrwa³e zagro¿enie migracj¹ zanieczyszczeñ do
gruntów w pod³o¿e i na przedpole tych obiektów. Wraz z infiltruj¹c¹ wod¹ przenikaj¹ one do wód podziemnych wp³ywaj¹c na ich degradacjê lub s¹ drenowane przez cieki i zbiorniki powierzchniowe.
Mo¿na zatem uznaæ, ¿e przedstawione w ogólny spo-sób oddzia³ywanie eksploatacji górniczej na œrodowisko wodne wywiera d³ugotrwa³e wp³ywy, które powstaj¹ od rozpoczêcia robót górniczych i znacznie przekraczaj¹ etap likwidacji kopalñ. Niektóre z nich wywo³uj¹ trwa³e prze-obra¿enia w œrodowisku wodno-gruntowym, inne ustaj¹ (lub siê minimalizuj¹) po zakoñczeniu eksploatacji.
Literatura
ROGO¯ M. 1996 — Wp³yw likwidacji kopalñ na œrodowisko wód podziemnych i powierzchniowych. Arch. Mining Sc., 41: 105–130. SZCZEPAÑSKI A. 1999 — Problemy hydrogeologiczne zwi¹zane z likwidacj¹ kopalñ. Biul. Pañstw. Inst. Geol., Hydrogeologia, 388: 211–228.
SZCZEPAÑSKI A. 2003 — Hydrogeologiczne uwarunkowania i skutki likwidacji zak³adów górniczych w Polsce. [W:] (red.) M. Piekarek-Jan-kowska, B. Jaworska-Szulc, Wspó³. Probl. Hydrogeol., 11: 221–228. WILK Z. 1990 — Mapa przeobra¿eñ hydrogeologicznych pod wp³ywem dzia³alnoœci górnictwa w Polsce na tle warunków hydroge-ologicznych w skali 1 : 500 000. Pañstw. Inst. Geol.
WILK Z. ADAMCZYK A. F. & NA£ÊCKI T. 1990 — Wp³yw dzia³alnoœci górnictwa na œrodowisko wodne w Polsce. Wyd. SGGW-AR, CPBP 04.10. Warszawa.
WILK Z. 1998 — Hydrogeologia górnicza w Polsce — wczoraj, dziœ i jutro. Biul. Pañstw. Inst. Geol., Hydrogeologia, 388: 229–248. WILK Z. (red.) 2003 — Hydrogeologia polskich z³ó¿ kopalin i proble-my wodne górnictwa. Cz. 1, 2. Kraków.
Czy struktury koliste w Sudetach mog¹ mieæ genezê uderzeniow¹?
Bogus³aw Przybylski*, Janusz Badura*
May the ring structures in Sudetes have an impact origin? Prz. Geol., 52: 971–978.
S u m m a r y. Detailed digital elevation model has been applied to recognition of much distinct ring structures in Sudetes and Fore-Sudetic Block. Colored hypsometric shaded relief maps and geological shaded relief maps were the base of analyses. The maps reveal 16 very distinct structures. Most of them have been not recognised during so far analyses of satellite images. The diameter of ring structures vary from a few km to 30 km. Some of these forms have also a very distinct reflection in geological structures. Their ori-gin is unknown as yet. There is not straight impact evidences for any of these structures, but for each one of them such interpretation couldn’t be excluded. In opinion of authors everyone of these structures should be examined for confirmation of existence or lack of shock metamorphism phenomena.
Key words: Sudetes, ring structures, impact structures
W badaniach struktur kolistych prowadzonych w wielu krajach œwiata coraz czêœciej przypisuje siê licznym z nich genezê uderzeniow¹. Rozwój badañ kraterów meteory-towych notuje siê od lat szeœædziesi¹tychych XX w., wraz z postêpem badañ kosmicznych. W ci¹gu ostatniej dekady nast¹pi³a wyraŸna intensyfikacja prac badawczych zwi¹zanych ze strukturami ziemskich kraterów kolizyjnych. Zaowocowa³o to setkami artyku³ów naukowych i kilkunastoma specjalistycz-nymi sympozjami, na których wyg³oszono ponad tysi¹c refera-tów zwi¹zanych z tym zagadnieniem. Opracowano ju¿ kilka monografii o geologii kraterów kolizyjnych (m.in. Melosh, 1989; French, 1998). Badania ziemskich kraterów
meteoryto-wych skupiaj¹ dziœ wielodyscyplinarne zespo³y specjalistów z takich dziedzin, jak tektonika, petrografia, mineralogia, krysta-lografia i geofizyka. Kolizje z cia³ami pozaziemskimi s¹ obec-nie coraz powszechobec-niej akceptowane, jako istotne procesy geologiczne, chocia¿ ich natura i koñcowe efekty nie s¹ jeszcze do koñca zrozumia³e.
Obecnie lista ziemskich kraterów kolizyjnych rozpo-znanych na l¹dach i obszarach szelfowych obejmuje 169 struktur (www.unb.ca/passc/ImpactDatabase; Grieve & Pesonen, 1996; Therriault i in., 2002). Szacuje siê, ¿e jest to mniej ni¿ 25% tych, które zachowa³y siê na tych obsza-rach. 107 z nich wystêpuje na powierzchni terenu, 62 zosta³o rozpoznanych badaniami geofizycznymi i pracami wiertniczymi. Œrednica tych struktur waha siê od 15 m do 300 km, a ich wiek jest szacowany w granicach od kilku-dziesiêciu do 2,4 mld lat. Wiêkszoœæ rozpoznanych
krate-*Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Dolnoœl¹ski, al. Jaworowa 19, 53-122 Wroc³aw
rów kolizyjnych jest zlokalizowanych na obszarach platformowych. Nale¿y zak³adaæ, ¿e asteroidy spada³y w miarê równomiernie tak¿e na pozosta³e obszary Ziemi. W rejonach l¹dowych, o wiêkszej aktywnoœci tektonicznej, œlady struktur kolizyjnych zosta³y jednak czêœciowo lub ca³kowicie zatarte przez tektoniczn¹ deformacjê pierwot-nie kolistych kszta³tów i silpierwot-niejsz¹ erozjê, a na obszarach oceanów o wiele trudniej je rozpoznaæ, miêdzy innymi ze wzglêdu na dynamiczny rozrost skorupy oceanicznej.
Zmiana nastawienia wielu badaczy co do potencjalnej uderzeniowej genezy niektórych struktur wynika nie tylko z coraz wiêkszej liczby rozpoznanych ziemskich kraterów kolizyjnych, ale g³ównie z postêpu badañ i obserwacji kosmosu. Na Marsie zidentyfikowano ponad 42 000 krate-rów uderzeniowych o œrednicy >5 km, a na widocznej stro-nie Ksiê¿yca ponad 400 000 kraterów o œrednicy wiêkszej ni¿ 1 km. Pod koniec lat dziewiêædziesi¹tych XX w. NASA rozpoczê³a inwentaryzacjê asteroid, które potencjalnie mog¹ przeci¹æ orbitê Ziemi, w ramach projektów NEA lub NEO (Near Earth Asteroids or Object). Zidentyfikowano ju¿ ok. 2500 takich obiektów, ró¿nych rozmiarów, z któ-rych ok. 500 przekracza œrednicê 1 km (Atkinson, 2001; Chapman, 2004). Szacuje siê, ¿e liczba najwiêkszych aste-roid siêga 1100. Z badañ tych wyliczono prawdopodobie-ñstwo kolizji Ziemi z obiektem o danym rozmiarze. Szacuje siê, ¿e obiekt o wielkoœci 1 km mo¿e uderzaæ w Ziemiê co 350 000 lat. Najwiêksze obiekty, rzêdu 10 km, uderzaj¹ w Ziemiê mniej wiêcej raz na 150 milionów lat. Z nimi s¹ zwi¹zane najwiêksze znane struktury ziemskich kraterów kolizyjnych o œrednicy rzêdu 200–300 km, jak Vredefort w RPA, Sudbury w Kanadzie czy Chicxulub w Meksyku (Grieve & Therriault, 2000).
Obiekt uderzaj¹cy w Ziemiê z prêdkoœci¹ kosmiczn¹ (zwykle 15–25 km/s, maksymalnie do 90 km/s) wbija siê w jej powierzchniê na g³êbokoœæ równ¹ 1–2 jego œrednicy (w zale¿noœci od prêdkoœci i ciê¿aru obiektu pozaziemskiego oraz rodzaju uderzanego pod³o¿a). Energia uderzenia wyzwala ciœnienia nawet ponad 100 GPa w miejscu kolizji, a ponad 10 GPa w znacznej przestrzeni ska³ otaczaj¹cych miejsce kolizji. Od punktu kolizji rozchodz¹ siê fale ude-rzeniowe, co powoduje gwa³towne zmiany w du¿ej masie otaczaj¹cych ska³, które okreœla siê mianem metamorfizmu uderzeniowego (French & Short, 1968; Stöfler & Lan-gerhorst, 1994). Zmiany te trwale zapisuj¹ siê w ska³ach i minera³ach siêgaj¹c w skorupie ziemskiej g³êbokoœci nawet dwa lub trzy razy wiêkszej ni¿ œrednica ude-rzaj¹cego obiektu. Spêkania w ska³ach pod³o¿a mog¹ siê-gaæ nawet do g³êbokoœci równej 1/3 ostatecznej œrednicy krateru. Powoduje to, ¿e nawet g³êboko zerodowane ude-rzeniowe struktury mog¹ byæ rozpoznane jako œlady kolizji z obiektami pozaziemskimi, w³aœnie na podstawie charaktery-stycznych, szokowych zmian w ska³ach czy minera³ach. Metamorfizm uderzeniowy charakteryzuje siê zwykle wystê-powaniem struktur typu shatter cones (Milton, 1977; French, 1998). Powstaj¹ one zarówno w ska³ach osadowych, jak i krystalicznych po przejœciu fali uderzeniowej wzbudzaj¹cej ciœnienie przekraczaj¹cej 2 GPa. S¹ to jedyne przejawy meta-morfizmu uderzeniowego, które mo¿na zidentyfikowaæ makroskopowo, bezpoœrednio w terenie, osi¹gaj¹ one roz-miary od kilku centymetrów do kilkunastu metrów.
W minera³ach, g³ównie w kwarcach, ale tak¿e w skale-niach, biotytach, oliwinach czy cyrkonach, przy ciœnie-niach ponad 10 GPa, nastêpuj¹ planarne deformacje typu PDF (Planar Deformation Features) (Alexopulos i in., 1988). Przy ciœnieniu rzêdu 12–15 GPa kwarc przechodzi
w polimorficzn¹ odmianê zwan¹ stiszowitem, a przy ciœ-nieniu ponad 30 GPa w polimorficzny coesyt (Stöfler & Langerhorst, 1994). W warunkach endogenicznych, przy powolnych zmianach, coesyt powstaje ju¿ przy ciœnieniu 2 Gpa, co odpowiada g³êbokoœci rzêdu 60 km. St¹d coesyt nie jest uznawany za jednoznaczny wskaŸnik szokowej genezy matamorfizmu, poniewa¿ niektóre endogenicznie uwarunkowane procesy tektoniczne mog¹ wynosiæ ska³y facji eklogitowej z takich g³êbokoœci. Przy jeszcze wy¿-szych ciœnieniach, wyzwalaj¹cych tak¿e odpowiednio wysokie temperatury, powstaje szkliwo diaplektyczne, nastêpuje topnienie minera³ów, a w koñcu ich wyparowanie. Rozwój krateru kolizyjnego obejmuje trzy fazy (French, 1998; Melosh, 1989):
I — faza kontaktu i kompresji, II — faza ekskawacji,
III — faza modyfikacji.
W fazie kontaktu, trwaj¹cej kilka sekund, fale uderze-niowe rozchodz¹ siê zarówno w obrêbie „celu”, jak i „poci-sku” powoduj¹c, ¿e uderzaj¹cy obiekt ulega ca³kowitemu stopieniu, a czêsto nawet wyparowaniu. Stopione fragmen-ty obiektu kosmicznego mieszaj¹ siê w póŸniejszym etapie ze stopem i brekcjami ska³ pod³o¿a.
W fazie ekskawacji fale uderzeniowe gwa³townie roz-chodz¹ siê w ska³ach w hemisferze wokó³ obiektu ude-rzaj¹cego, który wbija siê w pod³o¿e, powoduj¹c przemieszczenia ska³ o charakterze p³yniêcia — w górnym poziomie w górê i na zewn¹trz, w dolnym poziomie w dó³ i na zewn¹trz. W efekcie powstaje strefa ekskawacji i strefa prze-mieszczenia. Powsta³y w ten sposób krater jest w idealnych, homogenicznych warunkach sferyczn¹ depresj¹ ze struktu-ralnie wydŸwigniêtym obrze¿eniem. Maksymalna g³êbokoœæ wynosi zwykle 1/3 œrednicy krateru (French, 1998).
Faza modyfikacji obejmuje procesy grawitacyjnego osuwania siê krawêdzi krateru i ruchy izostatyczne jak i póŸniejsze procesy erozji i sedymentacji w jego obrêbie. W wiêkszych formach powstaje tzw. wzniesienie centralne. Krater jest zwykle 20 do 30 razy wiêkszy od „pocisku” — asteroidy lub komety. Szerokoœæ krateru meteorytowego jest œrednio 20 razy wiêksza od ca³kowitej g³êbokoœci. WydŸwigniêcie ska³ pod³o¿a mo¿e osi¹gaæ amplitudê równ¹ 0,1 œrednicy krateru, dla najwiêkszych form jest to wiêc ok. 20 km (French, 1998)
Ogó³ ska³ towarzysz¹cych strukturom powsta³ym w czasie kolizji cia³ kosmicznych nazywa siê impaktytami (French, 1998). Impaktyt inaczej to ska³a objêta metamor-fizmem uderzeniowym w tym: ska³y ze œladami wstrz¹su uderzeniowego, brekcje uderzeniowe (kolizyjne) i ska³y stopione w czasie kolizji (ska³y stopu uderzeniowego).
W wielu strukturach uderzeniowych, które nie zosta³y dostatecznie g³êboko zerodowane, wystêpuj¹ ska³y stopio-ne w czasie kolizji, w literaturze rosyjskiej zwastopio-ne tagami-tami. Topnienie ska³ powoduje samo uderzenie, wyzwalaj¹c temperatury rzêdu 5000o
C, jak i rozchodz¹ce siê fale uderzeniowe, a tak¿e procesy tarcia na powstaj¹cych w czasie kolizji uskokach. Stopione ska³y mog¹ zalegaæ na dnie krateru lub tworzyæ cia³a typu silli w obrêbie brekcji i dajek w spêkanych ska³ach pod kraterem. P³ynny stop mo¿e tak¿e pokonywaæ obrze¿e krateru tworz¹c coœ w rodzaju potoków lawowych. W du¿ych kra-terach o œrednicy 10–200 km objêtoœæ stopionych ska³ mo¿e siêgaæ od 10 do 1000 km3. Podobne objêtoœci ma wiele cia³ magmowych, st¹d wiele struktur uderzeniowych by³o interpretowanych pierwotnie jako wynik endogenicz-nych procesów. Postkolizyjne procesy hydrotermalne
zachodz¹ w podobny sposób, jak w prowincjach wulka-nicznych. Kr¹¿eniu roztworów sprzyja silne spêkanie ska³, nawet do g³êbokoœci 1/3 œrednicy krateru. Czas rozwoju procesów hydrotermalnych w kraterach o wielkoœci 20– 200 km wynosi 103–106lat (Abramov i in., 2004).
Fragmenty ska³ ze œladami metamorfizmu uderzenio-wego lub przetopienia, zostaj¹ wyrzucone w czasie kolizji na znaczne odleg³oœci. Szacuje siê, ¿e dla kraterów rzêdu 10–20 km promieñ rozrzutu materia³u pochodz¹cego z miejsca kolizji wynosi setki kilometrów. Dla form rzêdu 200 km zasiêg rozrzutu jest ju¿ globalny. Œlady metamorfi-zmu uderzeniowego mo¿emy wiêc potencjalnie odkryæ w ró¿nych formacjach osadowych, nawet w znacznej odleg³oœci od miejsc kolizji. Zawartoœæ fragmentów ska³, i
ziarn zmienionych metamorficznie czy charakterystycz-nych sferuli stwierdzana jest zwykle w cienkiej wyró¿-niaj¹cej siê makroskopowo warstwie. Znalezienie tego rodzaju warstewki stanowi równie¿ wyraŸny œlad kolizji, której miejsce czasami trudne jest do zlokalizowania. Natomiast ze wzglêdu na charakter ska³ mo¿na zwykle takie zdarzenie w miarê precyzyjnie datowaæ.
Pierwszym wskaŸnikiem potencjalnej struktury krateru kolizyjnego jest kolisty lub prawie kolisty kszta³t widoczny w topografii lub w u³o¿eniu struktur geologicznych. Region ten wykazuje zwykle anomalne cechy budowy geologicznej w porównaniu z otoczeniem. Mo¿e to byæ obszar intensyw-nych deformacji (spêkañ, zuskokowañ, zbrekcjonowania) lub mog¹ tam wystêpowaæ „dziwnie” lub nawet normalnie wygl¹daj¹ce ska³y wulkaniczne lub intruzywne (French, 1998). Niektóre ze struktur, uznanych dzisiaj za uderzeniowe, przypomi-na³y wysady solne, inne przez dziesiêciolecia by³y uwa¿ane za obszary wzmo¿onej dzia³alnoœci wulkanicznej lub kryptowulka-nicznej. Kilka struktur, które zosta³y ju¿ g³êboko zerodowane rozpoznano jako kolizyjne dziêki wystêpowaniu nietypowych brek-cji, ci¹gle zawieraj¹cych œlady metamorfizmu uderzeniowego.
Proces rozpoznawania nowych struktur kolizyjnych wed³ug Frencha (1998) obejmuje 2 etapy:
1) ustalenie potencjalnych miejsc kolizji:
— obserwacje terenowe i ana-lizy zdjêæ satelitarnych ró¿nych modeli terenu,
— badania geofizyczne, — wiercenia rozpoznawcze, — przeczucie lub zwyk³y przypadek,
2) weryfikacja potencjalnej struktury uderzeniowej:
— wykrycie œladów meta-morfizmu uderzeniowego.
Czasami wskaŸnikowe mo¿e byæ wykrycie samego meteorytu lub jego œladów, np. w postaci nadmiaru irydu w brekcjach lub przetopionych ska³ach towa-rzysz¹cych strukturze potencjal-nego krateru kolizyjpotencjal-nego.
Struktury koliste w Sudetach i na bloku przedsudeckim
Zagadnienie struktur koli-stych na obszarze Sudetów poru-szano ju¿ w kilku publikacjach (Grocholski, 1977; Mroczkowski & Ostaficzuk, 1981; Antonowicz, 1983; Doktór & Graniczny, 1983; Graniczny, 1989, 1994; Kibitlew-ski, 1985; Lorenc, 1987, 2002). Autorzy wiêkszoœci tych prac opowiadaj¹ siê za endogeniczn¹
0 20 40km LEGNICA WA£BRZYCH WROC£AW OPOLE OSTRAWA JELENIA GÓRA Bóbr Kaczawa Byst rzyca Odra Nysa Klodzka
Ryc. 1. Barwna mapa cieniowanego reliefu Sudetów i obszarów przyleg³ych — na podstawie cyfrowego modelu terenu
Fig. 1. Colored shaded relief map of Sudetes an adjacent areas, on the base of digital elevation model 0 20 40km LEGNICA WA£BRZYCH WROC£AW OPOLE OSTRAWA JELENIA GÓRA Bóbr Kaczawa Byst rzyca Odra Nysa Klodzka struktury koliste ring-structures
Ryc. 2. Lokalizacja wyró¿nionych struktur kolistych Fig. 2. Location of the marked ring-structures
genez¹ tych struktur, a jedynie Mroczkowski i Ostaficzuk (1981) oraz Antonowicz (1983) wyró¿nione struktury wi¹¿¹ z uderzeniem cia³a pozaziemskiego. Wiêkszoœæ powy¿szych rekonstrukcji struktur kolistych opiera³a siê na analizie zdjêæ satelitarnych nieprzetworzonych, tj. z widoczn¹ szat¹ roœlinn¹ czy zmiennoœci¹ fototonu wywo³an¹ ró¿nym po³o¿eniem wód gruntowych. Jakoœæ tych zdjêæ by³a 20 lat temu nieco gorsza ni¿ obecnie, st¹d niektóre wyznaczane na ich podstawie struktury mog³y byæ obarczone pewnym stopniem subiektywizmu zwi¹zanym z ró¿nym postrzeganiem subtelnych ró¿nic w zmianie foto-tonów. Tylko analiza przeprowadzona przez Antonowicza (1983) w rejonie Kotliny Jeleniogórskiej opiera³a siê na modelu terenu, oœwietlanym pod pewnym k¹tem. £¹cznie w wymienionych opracowaniach wyznaczono w Sudetach i na ich przedpolu 16 struktur kolistych.
Przeprowadzona przez nas analiza struktur kolistych Sudetów oparta zosta³a na cyfrowych modelach terenu. Dla strefy sudeckiego uskoku brze¿nego analizowaliœmy model oparty ma mapach topograficznych w skali 1 : 10 0000 (Badura i in., 2003). Dla pozosta³ej czêœci Sudetów wyko-rzystaliœmy cyfrowy model terenu oparty na topografii z map 1 : 50 000 S³u¿by Topograficznej Wojska Polskiego. Na mapach tych 1 punkt przypada na 40 m, co daje ju¿ stosun-kowo dobr¹ rozdzielczoœæ dla analiz du¿ych struktur, o wymiarze powy¿ej kilku kilometrów. Z cyfrowego modelu terenu wykonane zosta³y barwne mapy cieniowanego relie-fu, z oœwietleniem z kierunku NW pod k¹tem 45o
(ryc. 1). Na tak skonstruowanym podk³adzie wyznaczyliœmy miejsca wystêpowania najbardziej wyrazistych form pierœcienio-wych (ryc. 2). Wiêkszoœæ z nich nie pokrywa siê ze struktu-rami wyznaczanymi dotychczas. Œrednica tych struktur wynosi od kilku do prawie 30 km. Najwiêksze z nich to ponad 30 km struktura kolista Jeseników, siêgaj¹ca po pol-skiej stronie po rejon G³ucho³az i eliptyczna struktura w cen-trum niecki œródsudeckiej, o d³u¿szej osi siêgaj¹cej 30 km. Struktury o œrednicy rzêdu 20 km wystêpuj¹ siê w rejonie Jawora, Gór Opawskich (struktura wielopierœcieniowa?) i na P³askowy¿u G³ubczyckim. W celu wstêpnej weryfikacji wybranych struktur kolistych pod wzglêdem ich nawi¹zywa-nia do budowy geologicznej na cyfrowy model terenu na³o¿ono obraz z map geologicznych w skali 1 : 200 000 (Svoboda, 1962; Grocholski i in., 1981; Sawicki, 1988).
Nie wszystkie zarysowane w rzeŸbie struktury koliste musz¹ byæ zwi¹zane z genez¹ uderzeniow¹. Wszystkie tego typu formy nale¿y jednak poddaæ weryfikacji, zgodnie z zasa-dami rozpoznawania kraterów kolizyjnych przedstawionymi przez Frencha (1998). Spoœród wszystkich obszarów, na któ-rych zaobserwowaliœmy formy pierœcieniowe nieco szerzej omówimy trzy rejony, pod k¹tem potencjalnych mo¿liwoœci wystêpowania struktur o uderzeniowej genezie.
Struktura kolista gór Bardzkich i Gór Z³otych
Analizuj¹c cyfrowy model terenu przy okazji badañ sudeckiego uskoku brze¿nego (Badura i in., 2003) na po³udnie od Barda, w rejonie wsi Dêbowina zauwa¿ono, ¿e grzbiety wzniesieñ tworz¹ pó³okr¹g otwarty w kierunku zachodnim, o œrednicy ok. 6 km (ryc. 3). W œrodkowej czê-œci zaznacza siê, podkreœlona przez erozjê potoków kolista strefa o œrednicy ok. 2 km. Zewnêtrzny pierœcieñ jest zbu-dowany ze ska³ kulmu. Górnodewoñskie i dolnokarbo-ñskie piaskowce i mu³owce s¹ poprzecinane tu dajkami diorytu, którego intruzja wyraŸnie rozszerza siê w central-nej czêœci struktury. Dajkom diorytu towarzyszy
minerali-zacja z³ota zwi¹zanego ze ska³ami typu berezytów (Mikul-ski, 1999), które miejscami wykazuj¹ podobieñstwo do ska³ przetopionych. Zak³adaj¹c potencjaln¹ uderzeniow¹ genezê tej struktury nie mo¿na wykluczyæ, ¿e jest to jedy-nie centralny pierœcieñ o wiele wiêkszej formy obejmuj¹cej granitoidy masywu z³otostockiego, a byæ mo¿e tak¿e ich metamorficzn¹ os³onê (ryc. 3). Pewn¹ wskazówk¹ mo¿e byæ fakt znalezienia przez Bakun-Czubarow (1991) pseu-domorfoz po coesycie w eklogitowych ska³ach masywu z³otostockiego. Autorka ta wi¹¿e wprawdzie ich pochodze-nie ze stosunkowo gwa³townym zanurzepochodze-niem skorupy Sudetów Wschodnich pod Sudety Zachodnie na g³êbokoœæ trzykrotnie wiêksz¹ od jej mi¹¿szoœci i równie szybkim jej ponownym wyniesieniem ku powierzchni Ziemi. Wska-Ÿnikowe mo¿e byæ równie¿ stwierdzenie wystêpowania w tym rejonie platynowców (Muszer, 1997). Mimo, ¿e podobne zjawiska natury petrograficznej i mineralogicznej czêsto s¹ spotykane w kraterach uderzeniowych, ¿aden ze stwierdzonych tu faktów nie determinuje jednak jedno-znacznie uderzeniowej genezy analizowanej struktury i zagadnienie to wymaga dalszych badañ. Pokusiwszy siê o okreœlenie, kiedy nast¹pi³o ewentualne uderzenie, mo¿na jedynie stwierdziæ, ¿e doln¹ granicê wyznacza tu wiek ska³ kulmu. Naszym zdaniem nie nale¿y raczej zak³adaæ, ¿e jest to struktura m³oda ze wzglêdu na jej stosunkowo wyrazist¹ formê. Po ewentualnym kolizyjnym zdarzeniu forma ta mog³a byæ na d³ugo pogrzebana pod mi¹¿szym nadk³adem, a ujawni³a siê ponownie po wyniesieniu Sudetów i odpre-parowaniu koliœcie u³o¿onych struktur, podobnie jak mia³o to miejsce w przypadku struktury Vredefort w RPA (Grieve & Therriault, 2000).
Struktury koliste niecki œródsudeckiej
W rejonie niecki œródsudeckiej zaznacza siê w rzeŸbie terenu kilka struktur kolistych i elipsoidalnych, a ich zarys nawi¹zuje œciœle do struktur i granic geologicznych (ryc. 4). Za³o¿enie, ¿e w³aœnie w tym rejonie dochodzi³o do wie-lokrotnych kolizji z obiektami pozaziemskimi wydaje siê ma³o prawdopodobne, ale takie nagromadzenie bardzo wyraŸnych kolistych struktur jest zastanawiaj¹ce. Najwiê-ksza i chyba najbardziej wyrazista struktura o eliptycznym kszta³cie zajmuje wiêksz¹ czêœæ niecki œródsudeckiej, a jej centrum znajduje siê w rejonie Broumova w Czechach (eliptyczna struktura Broumova — ESB). Jej œrednica przekracza 20 km, a wzd³u¿ d³u¿szej osi siêga prawie 30 km. Zachodnie ograniczenie ESB podkreœla ³ukowaty zasiêg utworów cechsztyñsko-mezozoicznych przy pol-sko-czeskiej granicy, a pó³nocno-wschodnie ³ukowato u³o¿one wychodnie permskich ska³ osadowych i wulka-nicznych w rejonie T³umaczowa i Ludwikowic K³odzkich. W œrodkowej czêœci w rejonie Broumova zaznacza siê mniejszy pierœcieñ o œrednicy kilku kilometrów, podkre-œlony wygiêciem doliny Œcinawki (Stenavy). Jego zarys, dobrze widoczny na obszarze wychodni piroklastycznych ska³ permskich, zanika w czêœci po³udniowej pod osadami cechsztynu, triasu i kredy. Pó³nocno-wschodni zasiêg osa-dów cechsztyñsko-mezozoicznych wydaje siê nawi¹zywaæ do dyslokacji przecinaj¹cej ESB w kierunku NW–SE. Od pó³nocy z ESB zazêbia siê tak¿e stosunkowo wyraŸna, mniejsza struktura, o nieco eliptycznym kszta³cie i œredni-cy ok. 18 km. Obejmuje ona rejon dolnoœl¹skiego zag³êbia wêglowego. Obszar ten by³ uwa¿any przez Dziedzica (1966) za zapadlisko zwi¹zane z rozleg³¹ kalder¹, na której brzegach rozwin¹³ siê wulkanizm. Powsta³y w ten sposób
basen sedymentacyjny wype³niany by³ sukcesywnie osa-dami górnego karbonu.
Od po³udnia do ESB przylegaj¹ jeszcze trzy wzajemnie zazêbiaj¹ce siê koliste struktury (ryc. 4), o zbli¿onej œred-nicy od 8 do 11 km. Ich kszta³t wyraŸnie podkreœlony w
rzeŸbie terenu znajduje tak¿e odzwierciedlenie w budowie geologicznej.
Zastanawiaj¹c siê nad genez¹ wszystkich wystê-puj¹cych w tym rejonie struktur kolistych prawdopodobne wydaje siê ich powi¹zanie z aktywnoœci¹ (zapadaniem siê,
A
B
Ryc. 4. Struktury koliste rejonu niecki œródsudeckiej i jej otoczenia; A — barwna mapa topograficzna z cieniowanym reliefem; B — mapa geologiczna z cieniowanym reliefem
Fig. 4. Ring structures of the Intra Sudetic Basin and its surroundings; A — colored hypsometric shaded relief map; B — geological shaded relief map
A
B
Ryc. 3. Struktura kolista Dêbowiny z szerszym otoczeniem (po³udniowo-wschodnia czêœæ Gór Bardzkich i Góry Z³ote); A — barwna mapa topograficzna z cieniowanym reliefem; B — mapa geologiczna z cieniowanym reliefem
Fig. 3. Dêbowina ring-structure and its wider surroundings (SE Bardzkie Mts. and Z³ote Mts.); A — colored hypsometric shaded relief map; B — geological shaded relief map
lub nabrzmiewaniem) kilku komór magmowych, z którymi zwi¹zany by³ wystêpuj¹cy w tym rejonie intensywny kar-boñsko-permski wulkanizm. Wyznaczane przez Dziedzica (1966) i Awdankiewicza (1998) kaldery nale¿a³oby w przypadku takiej interpretacji pomno¿yæ i rozszerzyæ na wiêkszy obszar. Na obecnym etapie rozpoznania geneza uderzeniowa nie powinna byæ jednak jednoznacznie wykluczana. Znane s¹ przyk³ady struktur uderzeniowych o podobnej wielkoœci, w których rozpoznano mi¹¿sze war-stwy ska³ stopionych w czasie kolizji (Grieve, 1975), a któ-re uwa¿ano pierwotnie za wulkaniczne. Wulkanity któ-rejonu niecki œródsudeckiej zosta³y ostatnio szczegó³owo opraco-wane pod wzglêdem petrograficznym i geochemicznym przez Awdakiewicza (1999a, b). Ze wzglêdu na wiek i daleko posuniête procesy rekrystalizacji odró¿nienie ska³ o genezie wulkanicznej od przypuszczalnie wykrystalizowa-nych ze stopu post-uderzeniowego mog³oby byæ jednak trudne, bo pod wzglêdem petrograficznym jak i
geoche-micznym ich sk³ad by³by podobny. Uwaga ta dotyczy zw³aszcza wulkanitów serii ryolitowych. U³o¿enie wychodni ska³ wylewnych nie nawi¹zuje wprawdzie œciœle do ESB. Odbiegaj¹ one wyraŸnie od ram tej struktury w pó³nocnej czêœci niecki œródsudeckiej w rejonie Kamiennej Góry. Mo¿na to jednak wyt³umaczyæ tym, ¿e pierwotnie jeszcze wiêksza struktura kolista zosta³a czêœciowo zdefor-mowana w tym stosunkowo aktywnym tektonicznie regio-nie, st¹d jej dzisiejszy eliptyczny kszta³t i ca³kowicie zaburzony uk³ad w pó³nocno-zachodniej czêœci. Znaczne tektoniczne zdeformowanie zewnêtrznej czêœci struktury uderzeniowej zak³ada siê dla rejonu Vredefort (Henkel & Reimold, 1998; Grieve & Therriault, 2000). Wystêpowa-nie wulkanitów (a w domyœle ska³ przetopionych uderze-niowo) tylko na pewnej czêœci obwodu struktury jest tak¿e notowane w kraterach kolizyjnych, i wi¹zane z kierunkiem pod jakim nast¹pi³o uderzenie asteroidy (Masaitis, 1994; Deutch i in., 2000). Rozpoznanie wg³êbnej budowy wew-nêtrznej czêœci niecki œródsudeckiej opiera siê na wykona-nym bezrdzeniowo otworze Broumov, w którym na g³êb. 2516 m nawiercono amfibolity (Barnet i in., 1997). Brak badañ sejsmicznych i s³abe rozpoznanie wiertnicze powodu-je, ¿e przekroje geologiczne w rejonie ESB s¹ w wiêkszoœci oparte na za³o¿eniach wystêpowania depresji o sta³ej subsy-dencji dna i mog¹ nie odzwierciedlaæ rzeczywistej budowy wg³êbnej tej struktury. Istotne znaczenie dla ustalenia gene-zy ESB mia³oby zweryfikowanie pod wzglêdem potencjal-nej zawartoœci minera³ów ze œladami metamorfizmu uderzeniowego mi¹¿szych serii piroklastycznych wystê-puj¹cych w jejœrodkowej czêœci i wulkanitów z jej obrze¿a. W ramach BSE mo¿na wyró¿niæ jeszcze jedn¹ struktu-rê kolist¹, widoczn¹ w obstruktu-rêbie piaskowców kredowych rejonu Ardšpachu. Jej kszta³t na cyfrowym modelu przypo-mina, rozetê, lub kwiat z silnie spêkanym wnêtrzem o œred-nicy ok. 11 km (ryc. 5). Geneza tej struktury jest trudna do wyt³umaczenia. Bardzo podobnie wygl¹da tzw. struktura uderzeniowa Spider w Australii, powsta³a w obrêbie prote-rozoicznych piaskowców (McHone i in., 2002).
Ryc. 6. Struktura kolista Œlê¿y; A — barwna mapa topograficzna z cieniowanym reliefem; B — mapa geologiczna z cieniowanym reliefem
Fig. 6. Œlê¿a ring-structure; A — colored hypsometric shaded relief map; B — geological shaded relief map Ryc. 5. Mapa cieniowanego reliefu struktury Ardšpachu
Struktura kolista rejonu masywu Œlê¿y
Ostatnia struktura kolista, któr¹ chcielibyœmy omówiæ uwidacznia siê w otoczeniu masywu Œlê¿y (ryc. 6). Budo-wa geologiczna tego regionu jest doskonale znana. Pewne kontrowersje budzi pochodzenie kompleksu ultrabazytów, wi¹zanych z genez¹ ofiolitow¹ (Majerowicz & Pin, 1994; Mierzejewski, 1999) b¹dŸ uwa¿anych za wynik intruzji, czy protruzji (Jamrozik, 1989). Z ofiolitow¹ genez¹ pole-mizowa³ równie¿ Jerzmañski (1994). Naszym zdaniem nie mo¿na jednak jednoznacznie wykluczyæ uderzeniowej genezy tej struktury. Widoczny na modelu terenu kolisty kszta³t wokó³ masywu znajduje swe potwierdzenie tak¿e na mapie anomalii grawimetrycznych (ryc. 7). Trudno dziœ okreœliæ czy pierœcieñ, którego czêœæ tworz¹ serpentynito-we Wzgórza Kie³czyñskie i Oleszeñskie, móg³by byæ uznany za zewnêtrzne ramy krateru, czy mo¿e stanowi on jedynie wraz ze Œl꿹 centralne wzniesienie o wiele wiêk-szej formy. Za t¹ drug¹ hipotez¹ przemawia wysokoœæ samej Œlê¿y, jak równie¿ rodzaj ska³, które przy kolizji odpowiednio du¿ej skali mog³y zostaæ wyniesione z dol-nych czêœci skorupy ziemskiej. Model uderzeniowy, kolizji du¿ej skali, móg³by pogodziæ niezgodnoœci teorii zimnej protruzji z przejawami oddzia³ywania „odgórnie” wyso-kich temperatur (Mierzejewski, 1999). Œladów zewnêtrz-nego obramowania potencjalzewnêtrz-nego krateru nale¿a³oby wiêc poszukiwaæ w znacznej odleg³oœci od masywu Œlê¿y. Naszym zdaniem nale¿a³oby pod tym wzglêdem sprawdziæ szereg wystêpieñ kataklazytów i mylonitów w obramowa-niu masywu, które mog¹ wyznaczaæ strefy tzw. superusko-ków powstaj¹cych w czasie kolapsu œcian krateru (Spray, 1997). Zw³aszcza wysokotemperaturowe odmiany myloni-tów znane ze strefy Niemczy, przypominaj¹ce pseudota-chylity mog¹ byæ wi¹zane z bardzo gwa³townymi przemieszczeniami i czêœciowym przetopieniem w wyniku intensywnego tarcia (Mazur i in., 1995). Potencjalnie mo¿na za³o¿yæ ¿e widoczna dziœ struktura kolista masywu Œlê¿y mo¿e byæ œladem centrum g³êboko zerodowanej pierwotnej du¿ej formy, której zewnêtrzne ramy zosta³y
zniekszta³cone w strefach aktywnych tektonicznie w póŸ-nym proterozoiku (strefa Niemczy? œrodkowej Odry?). Dla obszaru masywu Œlê¿y, podobnie jak w przypadku struktu-ry z rejonu Gór Bardzkich i Z³otych, mo¿e byæ stwierdzo-ne wskaŸnikowe wystêpowanie mistwierdzo-neralizacji chromitów i platynowców (Sachanbiñski i in., 1995; Muszer & Speczik, 1999; Sachanbiñski, 1999). Istotne bêdzie jednak potwierdze-nie czy mineralizacja ta ma charakter wyraŸnej anomalii. Zasadne by³oby równie¿ przeprowadzenie badañ porównaw-czych izotopów chromu w nawi¹zaniu do typowego sk³adu stwierdzanego w chondrytach (Shukolyukov i in., 1999).
Podsumowanie
Celem tej pracy by³o sprowokowanie do poszukiwania dowodów na istnienie struktur uderzeniowych w Sudetach. W œwietle wykrywania coraz wiêkszej liczby tego rodzaju struktur na ca³ej Ziemi potencjalna uderzeniowa geneza niektórych struktur kolistych wydaje siê dziœ o wiele bar-dziej prawdopodobna ni¿ 20 lat temu. Prawdopodobie-ñstwo to dodatkowo wzrasta po uwzglêdnieniu prowadzonych w ci¹gu kilku ostatnich lat szczegó³owych obserwacji i ewidencji asteroid kr¹¿¹cych w pobli¿u naszej planety. Hipotetyczna geneza uderzeniowa struktury koli-stej powinna byæ zweryfikowana pod wzglêdem wystêpo-wania charakterystycznych cech metamorfizmu. B³êdne metodycznie jest zak³adanie z góry, ¿e tego rodzaju cech w danej strukturze raczej nie stwierdzimy, tak jak przedsta-wia to Czajka (2004) w pracy dotycz¹cej potencjalnej struktury uderzeniowej z terenu Roztocza, bo wówczas nasza hipoteza na zawsze pozostanie tylko hipotez¹. Autor ten przyj¹³ zreszt¹ nieœcis³e za³o¿enia, co do proporcji obiektu uderzaj¹cego do œrednicy krateru, jak i potencjal-nej mi¹¿szoœci warstwy zmieniopotencjal-nej termicznie, które jak wynika z obserwacji w ziemskich kraterach meteoryto-wych, jak i z wyliczeñ teoretycznych, s¹ ca³kowicie inne (m. in. Melosh, 1989; French, 1998). Za³o¿enie, ¿e ewentu-alne œlady metamorfizmu uderzeniowego zosta³y w jakiejœ strukturze ca³kowicie zerodowane jest równie¿ nieuza-sadnione w odniesieniu chocia¿by do licznych struktur z obszaru Skandynawii czy Kanady, gdzie dochodzi³o do inten-sywnej egzaracji pod pokryw¹ mi¹¿szych l¹dolodów. Przyk³adem mo¿e s³u¿yæ tu równie¿ licz¹ca blisko 2 miliardy lat struktura Vredefort w RPA, dla której zak³ada siê zerodo-wanie kilkunastu kilometrów nadk³adu, co nadal nie usunê³o ca³kowicie ska³ ze œladami metamorfizmu uderzeniowego (Henkel & Reimold, 1998; Grieve & Therriault, 2000).
Potwierdzenie uderzeniowej genezy jakieœ struktury kolistej wymaga wiêc przeprowadzenia specjalistycznych badañ petrograficznych i mineralogicznych, a czasami geo-fizycznych. Mo¿na zak³adaæ, ¿e w rejonach o tak bogatej historii tektonicznej jak Sudety mog³o dojœæ do ca³kowitego zdeformowania potencjalnych staropaleozoicznych struktur uderzeniowych. Przekonanie siê czy mo¿emy mieæ do czy-nienia z genez¹ uderzeniow¹ mo¿e mieæ bardzo istotne zna-czenie. Z wyznaczanymi strukturami kolistymi, niezale¿nie od przyjmowanej genezy, od dawna wi¹zano bowiem per-spektywy z³o¿owe ze wzglêdu na towarzysz¹ce tym rejo-nom przejawy mineralizacji. Ustalenie, ¿e dana struktura geologiczna jest pozosta³oœci¹ po kolizji z cia³em pozaziem-skim otwiera nowe perspektywy badawcze przy poszukiwa-niach potencjalnych z³ó¿. Niezbêdne jest wówczas przyjêcie nieco innych, modelowych za³o¿eñ tektonicznych,
petrogra-ŒLʯA
ŒLʯA Mt
Ryc. 7. Mapa cieniowanego psueodoreliefu anomalii grawime-trycznych rejonu masywu Œlê¿y
Fig. 7. Shaded pseudo-relief map of the gravimetric anomaly in the Œlê¿a Masiff area
ficznych i geochemicznych, wypracowanych ju¿ w wielu strukturach uderzeniowych na œwiecie.
Literatura
ABRAMOV O. & KRING D.A. 2003 — Impact-induced hydrothermal system at the Sudbury Crater: duration, temperatures, mechanics, and biological implications. 35th Lunar and Planetary Science Conference, March 15–19, 2004, League City, Texas, abstract no. 697.
ALEXOPULOS J.S., GRIEVE R. & ROBERTSON P.B. 1988 — Microscopic lamellar deformation features in quartz: Discriminative characteristic of shock-generated varietes. Geology, 16: 796–799. ANTONOWICZ L. 1983 — „Blizna” (scar) powsta³a w wyniku ude-rzenia meteorytu w okolicach Jeleniej Góry. Prz. Geol., 31: 596–598. ATKINSON H. 2001 — Risks to the Earth from impacts of asteroids and comets. Europhysics News, 32, 4 (www.europhysicsnews.com). AWDANKIEWICZ M. 1998 — Permskie tufy ryolitowe niecki œródsudeckiej: geologia, petrologia, geochemia. Pol. Tow. Miner., Pr. Spec., 11: 51–53.
AWDANKIEWICZ M. 1999a — Volcanism in a late Variscian intra-montane trough: the petrology and geochemistry of Carboniferous and Permian volcanic rocks of the Intra-Sudetic Basin SW Poland. Geol. Sud., 32: 83–111.
AWDANKIEWICZ M. 1999b — Volcanism in a late Variscian intra-montane trough: Carboniferous and Permian of the Intra-Sudetic Basin SW Poland. Geol. Sud., 32: 14–47.
BADURA J., ZUCHIEWICZ W., GÓRECKI A., SROKA W. & PRZYBYLSKI B. 2003 — Morphotectonics of the Sudetic Marginal Fault, SW Poland. Prz. Geol., 51: 1048–1057.
BAKUN-CZUBAROW N. 1991 — On the possibility of occurrence of quartz pseudomorphs after coesite in the eclogite-granulite rock series of the Z³ote Mountaons in the Sudetes (SW Poland). Arch. Miner., 47: 5–16.
BARNET I., BURDA J., MANOVÁ M., MÜLLER V., OPLETAL M., PROUZA V., RUDOLSKÝ J., SEKYRA J., SKALICKÝ J., STÁR-KOVÁ., ŠALANKÝ K., TÁSLER R., TOMÁŠEK M. & VEJLUPEK M. 1997 — Vysvìtlivky k souboru geologických a ekologických úèelo-vých mao pøírodní zdrojù, Listy 04–31 Mezimìstí, 04-42 Bromov, 04-33 Náchod, 04-34 Martínkovice, 1 : 50 000, Èeský geologický úst-av, Praha.
CHAPMAN C.R. 2004 — The hazard of near-Earth asteroid impacts on Earth. Earth and Planetary Science Letters, 222: 1–15.
CZAJKA W. 2004 — Struktura Podlesie — czy w Polsce znajduje siê wielki krater uderzeniowy? Prz. Geol., 52: 229–232.
DEUTSCH A., MASAITIS V.L., LANGENHORST F. & GRIEVE R.A.F. 2000 — Popigai, Siberia — well preserved giant impact structu-re, national treasury, and world’s geological heritage. Episodes, 23 (is. 1): 3–11.
DOKTÓR S. & GRANICZNY M. 1983 — Struktury koliste i pierœcie-niowe na zdjêciach satelitarnych — ich geneza i znaczenie. Prz. Geol., 31: 30–36.
DZIEDZIC K. 1966 — Geneza wêglowego Zag³êbia Wa³brzyskiego. Z geologii ziem zachodnich. PWN, Wroc³aw: 217–226.
FRENCH B.M. 1998 — Tracec of Catastrophe. A Handbook of Shock-Metamorphic Effects in Terrestial Meteorite Impact Structures. Lunar and Planetary Institute, Houston.
FRENCH B.M. & SHORT N.M. (eds.) 1968 — Shock Metamorphism of Natural Materials. Mono Book Corp., Baltimore.
GRIEVE R.A.F. & PESONEN L.J. 1996 — Terrestrial impact craters: Their spatial and temporal distribution and impacting bodies. Earth, Moon, Planets, 72: 357–376.
GRIEVE R.A.F. 1975 — Petrology and chemistry of the impact melt at Mistastin Lake crater, Labrador. Geol. Soc. Amer. Bull., 86:
1617–1629.
GRIEVE R.A.F. & THERRIAULT A. 2000 — Vredefort, Sudbury, Chicxulub: Three of a kind? Annual Reviews Earth and Planetary Science, 28: 305–338.
GROCHOLSKI A. 1977 — Uskok sudecki brze¿ny a zagadnienie wulkanotektoniki trzeciorzêdowej. Acta Univer. Wratisl., 378: 89–103. GROCHOLSKI A., SAWICKI L. & WROÑSKI J. 1981 — Mapa geologiczna Polski, 100 000, ark. Wa³brzych. Inst. Geol HENKEL H. & REIMOLD W.U. 1998 — Integrated geophysical modelling of a giant, complex structure: anatomy of the Vredefort Structure, South Africa. Tectonophysics, 287: 1–20.
IVANOV B.A., ARTEMIEVA N.A. & PIERAZZO E. 2004 — Popigai impact structure modeling: morphology and worldwide ejecta. 35th Lunar and Planetary Science Conference, March 15–19, 2004, League City, Texas, abstract no.1240.
JAMROZIK L. 1989 — Ofiolit Œlê¿y i jego pozycja tektoniczna. [W:] Niœkiewicz J., Jamrozik L. (ed.), Ofiolit Œlê¿y i jego mineralizacja rud-na. Symp. Nauk. Wroc³aw–Sobótka, 4–6 wrzeœnia 1989, Wyd. Uniw. Wroc³.: 92–97.
JERZMAÑSKI J. (ed.) 1994 — Borek Strzeliñski IG 1. Profile g³êbo-kich otworów wiertniczych. Pañstw. Inst. Geol., 78: 1–78.
KIBITLEWSKI S. 1985 — Jeszcze raz o strukturach kolistych: identy-fikacja, interpretacja oraz aspekty praktyczne. Prz. Geol., 33: 562–567. LORENC M. W. 1987 — Struktury koliste wokó³ hercyñskich masy-wów granitoidowych (Strzelin, K³odzko–Z³oty Stok, ulova) — interpre-tacja zdjêcia satelitarnego Landsat. Ann. Soc. Geol. Pol., 57: 107–124. LORENC M. W. 2002 — On the origin of circular structures in the Sudetes and their foreland. On recent geodynamics of the Sudety Mts. and adjacent areas. Lubawka, November, 7–9: 33–34.
MAJEROWICZ A. & PIN C. 1994 — The main petrological problem of the Mt. Œlê¿a ophiolite complex, Sudetes, Poland. Zbl. Geol. Pal@oent. Tail 2, 9/10: 989–1018.
MASAITIS V.L. 1994 — Impactites from Popigai crater. Geol. Soc. Amer. Spec. Pap., 293: 153–162.
MAZUR S., PUZIEWICZ J. & JÓZEFIAK D. 1995 — Strefa Niemczy — regionalna strefa œcinania pomiêdzy obszarami o odmiennej ewolu-cji strukturalno metamorficznej. Przew. 66 Zj. Pol. Tow. Geol. Wroc³aw: 221–240.
McHONE J.F., RODDY D.J., SHOEMAKER C.S., WILLIAMS K.K. & KLEMASZEWSKI J.E. 2002 — Spider impact structure, Western Australia imaged with space shuttle radar. 33rd Annual Lunar and Planetary Science Conference, March 11–15, 2002, Houston, Texas, abstract no. 1990. MELOSH H.J. 1989 — Impact Cratering: A Geologic Process. Oxford University. New York.
MIERZEJEWSKI M.P. 1999 — Ofiolit Œlê¿y — fragment skorupy typu oceanicznego czy te¿ protruzja. [W:] A. Muszer (ed.), Wybrane zagadnienia stratygrafii, tektoniki i okruszcowania Dolnego Œl¹ska. Inst. Nauk Geol. Uniw. Wroc³.: 49–53.
MIKULSKI S. Z. 1999 — Berezyty z Dêbowinki — nowy typ gene-tyczny z³otonoœnej mineralizacji w Sudetach. [W:] A. Muszer (ed.), Wybrane zagadnienia stratygrafii, tektoniki i okruszcowania Dolnego Œl¹ska. Inst. Nauk Geol. Uniw. Wroc³.: 60–67.
MILTON D.J. 1977 — Shatter cones — An outstanding problem in shock mechanics. In Impact and Explosion Cratering: Planetary and Terrestrial Implications, D.J. Roddy, R.O. Pepin, R.B. Merrill (eds.), Pergamon, New York: 703–714.
MUSZER A. 1997 — Charakterystyka okruszcowania ska³ pó³nocnej i œrodkowej czêœci Gór Z³otych na tle budowy geologicznej. Pr. Geol.-Miner., 59: 42.
MUSZER A. & SPECZIK S. 1997 — Charakterystyka wystêpowania minera³ów z grupy PGE w serpentynitach z Nas³awic. [W:] Metale szlachetne w NE czêœci masywu czeskiego i w obszarach przyleg³ych, geneza, wystêpowanie, perspektywy. Wroc³aw: 74.
SACHANBIÑSKI M. 1999 — Wstêpne dane o geochemii platynow-ców w masywie serpentynitowym Szklar. [W:] A. Muszer (ed.) Wybra-ne zagadnienia stratygrafii, tektoniki i okruszcowania DolWybra-nego Œl¹ska. Inst. Nauk Geol.Uniw. Wroc³.: 85–88.
SACHANBIÑSKI M., CHOLEWICKA-MEYSNER D., FARBISZ J., JAMROZIK L., NISKIEWICZ J. & SIEMI¥TKOWSKI J. 1995 — Mineralizacja i problemy ochrony œrodowiska ofiolitu Œlê¿y. Przew. 66 Zj. Pol. Tow. Geol. Wroc³aw: 285–306.
SAWICKI L. 1988 — Mapa geologiczna Polski, 1 : 200 000, ark. K³odzko. Pañstw. Inst. Geol.
SHUKOLYUKOV A., LUGMAIR G.W., KOEBERL C. & REIMOLD W.U. 1999 — Chromium in the Morokweng impact melt: isotopic evi-dence for extraterrestrial component and type of the impactor. 62nd Ann. Meteoritical Soc. Meeting, abstract no. 5071. SPRAY J.G. 1997 — Superfaults. Geology, 25: 579–582.
STÖFFLER D. & LANGENHORST F. 1994 — Shock metamorphism of quartz in nature and experiment: I. Basic observation and theory. Meteoritics, 29: 155–181.
SVOBODA J. (ed.) 1962 — Geologická Mapa ÈSSR, 1 : 200 000, list Nahod, Ústredni Ústav Geologický, Praha.
THERRIAULT A.M., GRIEVE R.A.E. & PILKINGTON M. 2002 — The recognition of terrestial impact structures. Bull. Czech Geol. Surv., 77: 253–263.
