Dajki klastyczne i brekcje sejsmotektoniczne w utworach permu basenu Nachodu (Sudety Środkowe)

Dajki klastyczne i brekcje sejsmotektoniczne w utworach permu basenu Nachodu

(Sudety Œrodkowe)

Jurand Wojewoda

, Stanis³aw Burliga

Clastic dikes and seismotectonic breccia in Permian deposits of the Nachod Basin (Middle Sudetes). Prz. Geol., 56: 857–862.

A b s t r a c t . Clastic dikes have been evidenced in Permian conglomerates occurring near Kudowa Zdrój in the Nachod Basin, the Sudetes, NE Bohemian Massif. The lithology of the dikes is the same as that of the polimictic conglomerate hosting them; they only differ in textural characteristics. The spatial orientation of the dikes points out to their genetic relationship with a nearby fault that, in a map view, separates Permian and Cretaceous formations. The dikes must have intruded after tectonic rotation of conglomerate beds on the fault to a position similar to the present one and they represent record of post-diagenetic seismotectonic events.

Keywords: clastic dikes, seismotectonic breccia, Permian, Nachod Basin, Sudetes

Struktury sejsmotektoniczne s¹ wa¿nym wskaŸnikiem aktywnoœci tektonicznej obszarów depozycyjnych. Wiêk-szoœæ z nich powstaje w trakcie lub w nied³ugim czasie po depozycji osadów, a przed ich diagenez¹. Ustalanie sejsmo-tektonicznej natury struktur w ska³ach osadowych jest zwy-kle procedur¹ wielow¹tkow¹ i w wielu przypadkach polega na eliminacji innych mo¿liwych mechanizmów ich powsta-nia (Seilacher, 1984). W Sudetach zjawiska o przypusz-czalnie sejsmotektonicznym pochodzeniu zosta³y opisane miêdzy innymi z utworów karbonu (Teisseyre, 1967), per-mu (Aleksandrowski i in., 1986), kredy (Wojewoda, 1987) i neogenu (Mastalerz &Wojewoda, 1991, 1993).

Do najbardziej spektakularnych procesów, które towa-rzysz¹ trzêsieniom ziemi, nale¿y pêkanie gruntu, otwiera-nie siê szczelin i erupcje up³ynnionego materia³u (m.in. Dutton, 1889; Reibisch, 1935; Price, 1933; Reimnitz & Marshall, 1965; Coulter & Migliacco, 1966; Penick, 1976; Hesse & Reading, 1978; Sieh, 1981). Skutkiem tych proce-sów s¹ struktury deformacyjne wewn¹trz osadów, takie jak brekcje, spêkania (m.in. Seilacher, 1969; Sims, 1973, 1975), iniekcyjne dajki oraz kliny klastyczne (m.in. Reibisch, 1935; Price, 1933; Hayashi, 1964; Foster & Karlstrom, 1966; Hay-ashi, 1966; Reichel, 1968; Tröger i in., 1968; Rastogi, 2004; Rust, 2005). Podzia³ dajek klastycznych ze wzglêdu na kszta³t œcianek szczelin oraz ze wzglêdu na mechanizm wype³niania szczelin zaproponowa³ Hayashi (1964).

Deformacja osadów mo¿e byæ efektem reakcji osadów na wstrz¹sy, przejawiaj¹cej siê ich kruchym pêkaniem lub up³ynnieniem (Plaziat i in., 1990; Guiraud & Plaziat, 1993; Purser i in., 1993; Cartwright & Mansfield, 1998), mo¿e równie¿ powstaæ na skutek reakcji na przemieszczenie wzd³u¿ powierzchni uskoków wystêpuj¹cych poni¿ej osa-dów (m.in. Sieh, 1981; El-Isa & Mustafa, 1986). Towa-rzysz¹cy tym procesom wzrost ciœnienia porowego wywo³uje efekt tzw. pompowania sejsmicznego, który czê-sto jest wskazywany jako g³ówna przyczyna otwierania szczelin, brekcjonowania osadu i wewn¹trzszczelinowych przep³ywów up³ynnionego materia³u (por. m.in. Sibson i in., 1975; Kämpf i in., 1985; Labaume i in., 2004).

Przy pó³nocnym uskoku ramowym tzw. rowu Brzozo-wia (ryc. 1 i 2), który jest lokaln¹ struktur¹ w basenie Nachodu (por. Wojewoda, 2007), w obrêbie zlepieñców polimiktycznych (ogniwo zlepieñców ze S³onego), zalicza-nych przez analogiê litologiczno-facjaln¹ do saksoñskiej formacji z Trutnova (por. Holub, 1976), natrafiono na zwi¹zane przestrzennie z uskokiem struktury deformacyj-ne — brekcje i dajki klastyczdeformacyj-ne (ryc. 3). Struktury te wyznaczaj¹ ok. 8-metrowej szerokoœci strefê zaburzeñ przy powierzchni uskoku (ryc. 2). Dwie wystêpuj¹ce w tej strefie dajki klastyczne oznaczono symbolami: A (dajka grubsza, dalej od uskoku) i B (dajka cieñsza, bli¿ej uskoku) — ryc. 4 i 5.

Zlepieñce ze S³onego

Zlepieñce ze S³onego to ró¿ne odmiany zlepieñców i piaskowców zlepieñcowatych, w obrêbie których wystê-puj¹ cienkie wk³adki ró¿noziarnistych piaskowców i mu³owców. Zlepieñce te maj¹ przewa¿nie zwarty szkielet ziarnowy (ryc. 3A). Œrednice najwiêkszych ziaren wynosz¹ ponad 15 cm. Podrzêdnie wystêpuj¹ te¿ zlepieñce o rozpro-szonym szkielecie ziarnowym. Wiêksze otoczaki s¹ na ogó³ elipsoidalne i dyskoidalne lub maj¹ wyraŸnie zaokr¹glone naro¿a. Sporadycznie wystêpuj¹ otoczaki bardzo dobrze obtoczone, jak równie¿ ostrokrawêdziste okruchy kwarco-we lub skaleniokwarco-we, które nale¿¹ do najdrobniejszej frakcji szkieletu ziarnowego. Piaszczysto-mu³owa masa wype³niaj¹-ca zawiera takie same sk³adniki lityczne jak szkielet ziar-nowy, jednak¿e pospolitsze s¹ w tej frakcji ziarna kwarco-we i skaleniokwarco-we. Wszystkie sk³adniki s¹ s³abo spojone lepiszczem ilasto-¿elazistym, które nadaje ska³om czerwo-nawofioletowe zabarwienie.

Makroskopowa identyfikacja zlepieñców w ods³oniê-ciu z wychodniami dajek klastycznych oraz obserwacje w p³ytkach cienkich wskazuj¹, ¿e g³ówn¹ masê ich szkieletu ziarnowego stanowi¹ sk³adniki lityczne (ryc. 3A). S¹ to g³ównie otoczaki gnejsów, ³upków serycytowo-kwarco-wych, ³upków ³yszczykoserycytowo-kwarco-wych, ³upków zieleñcoserycytowo-kwarco-wych, kwarcytów, granitoidów oraz kwarcu ¿y³owego. Ska³y kry-staliczne o podobnym zró¿nicowaniu i wykszta³ceniu wystêpuj¹ wspó³czeœnie w s¹siedztwie oraz pod³o¿u osa-dów permskich w obrêbie formacji Nového Mìsta oraz metamorfiku Gór Orlickich (Domeèka & Opletal, 1974; ¯elaŸniewicz, 1977a, b). Z du¿¹ pewnoœci¹ mo¿na zatem

1

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski, pl. Maksa Borna 9, 50-204 Wroc³aw; jurand.wojewoda@ ing.uni.wroc.pl, stanislaw.burliga@ing.uni.wroc.pl

przyj¹æ, ¿e zlepieñce s¹ zbudowane z materia³u lokalnego, który by³ transportowany na niewielk¹ odleg³oœæ. Zró¿ni-cowanie zlepieñców na odmianê o zwartym i o rozproszo-nym szkielecie ziarnowym jest widoczne w skali ods³o-niêcia.

Miejscami zlepieñce wykazuj¹ jednokierunkow¹ imbry-kacjê podpr¹dow¹ i niskok¹towe warstwowanie przek¹tne. Tworz¹ soczewkowate ³awice lub wielozestawy. Powszech-nie wystêpuj¹ w nich rozleg³e i p³ytkie powierzchPowszech-nie

ero-zyjne — przypuszczalnie kopalne koryta rzeczne. Zespó³ facji jest typowy dla œrodowiska ¿wirodennej rzeki rozto-kowej (Miall, 1996; por. Wojewoda, 2007). Osie koryt, imbrykacja otoczaków w brukach korytowych oraz niskok¹towe warstwowania przyrostu bocznego jedno-znacznie wskazuj¹ na kierunek paleotransportu ku zacho-dowi i pó³nocnemu zachozacho-dowi, co odpowiada ogólnemu schematowi paleogeograficznemu basenu Nachodu (por. Wojewoda, 2007). Kudowa S³one

Jeleniów

Kudowa

Zdrój

Kostelec _Hronov ïárky

stre_fa usk okow_{a Poøi} ronov èí-H strefa uskokowa Èeská Skalice-Spalona Èeská Skalice-Spalona fault zone str_efa usk ok ow_a Ja_ku bo_w ic_e pa lo_n -S a Lewin K³odzki Horní Radechová Dolní Radechová KS J a_k u b o wi c_e -S p a_lo n a fa u lt z o n e Po øiè_í-H ron ov fau ne lt zo 44/85-45 30/80 44/85-45 25/80 44/85-45 50/85-60 60 20 15 15 55 80

masyw granitowy Èermnej Èermna Granitoid Massiv

perm Permian permo-trias (nierozdzielony) Permo-Triassic (undivided) kreda (nierozdzielona) Cretaceous (undivided)

bieg i upad powierzchni u³awicenia strike and dip of bedding powierzchnie uskokowe strike and dip of faults KS

KS

KS

stanowisko Kudowa S³one Kudowa-S³one area masyw granitowy Èermnej

Èermna Granitoid Massiv

kreda (nierozdzielona) Cretaceous (undivided) stanowisko Kudowa S³one

Kudowa-S³one area Warszawa Wroc³aw POLSKA POLAND CZECHY CZECH REP.

Ryc. 1. Schemat lokalizacyjny stanowiska Kudowa S³one (KS) w obrêbie basenu Nachodu (z lewej) i rowu Brzozowia (z prawej) —

wed³ug Wojewody (2007, zmieniony)

Fig. 1. Geological setting of Kudowa S³one area (KS) in the Nachod Basin (to the left) and the Brzozowie Graben (to the right) — after

Wojewoda (2007, modified)

u³awicenie bedding

spêkania fractures

Ryc. 2. Pó³nocny uskok ramowy rowu Brzozowia Fig. 2. Northern border fault of the Brzozowie Graben

Dajki i brekcje sejsmotektoniczne

Dajki klastyczne maj¹ podobny sk³ad litologiczny szkieletu ziarnowego do zlepieñców, lecz ziarna ich szkie-letu s¹ rozproszone w piaszczysto-mu³owym matriksie i spojone ilasto-¿elazistym cementem (ryc. 3B). Ska³y te maj¹ intensywniejsz¹ barwê ni¿ ska³a otoczenia — s¹ nie-mal bordowe. W skali ods³oniêcia zauwa¿alne jest zró¿ni-cowanie cech teksturalnych w ¿y³ach. W dolnej czêœci wyrobiska (NE czêœæ ods³oniêcia) dajki s¹ zbudowane ze zlepieñca o rozproszonym szkielecie ziarnowym, w któ-rym dominuj¹ otoczaki lityczne frakcji ok. 0,5–2 cm, przy czym wiêksze otoczaki maj¹ kszta³t p³askoelipsoidalny i s¹ pó³obtoczone lub obtoczone, natomiast drobniejsze ziarna maj¹ bardziej izometryczny pokrój i s³absze obtoczenie; s¹ wœród nich tak¿e ziarna nieobtoczone. Czêœæ sk³adników szkieletu ziarnowego kontaktuje ze sob¹, w szczególnoœci w strefach brze¿nych ¿y³y, w których ponadto dominuje piaszczysty matriks. W œrodkowej, osiowej czêœci dajki szkielet jest bardziej rozproszony, a matriks mu³owo-piasz-czysty. W strefie tej wystêpuj¹ najwiêksze otoczaki (do 2 cm).

W szkielecie ziarnowym dajki A, ods³aniaj¹cej siê w górnej czêœci wyrobiska (SW czêœæ ods³oniêcia, ryc. 4A), dominuj¹ ziarna o œrednicy 1–2 mm, sporadycznie 0,5 cm (œrednica najwiêkszego znalezionego otoczaka mia³a 1 cm). Przewa¿nie s¹ to s³abo obtoczone ziarna kwarcowe i skale-niowe, rzadziej ziarna lityczne. S¹ one rozproszone w mu³owo-drobnopiaszczystym matriksie, który stanowi g³ówny sk³adnik ¿y³y (ryc. 3B, 4B). Podobnie jak w dolnej czêœci wyrobiska, najwiêksze otoczaki s¹ obserwowane w œrodkowej czêœci dajki, wœród silnie mu³owego matriksu.

W dajce B uwagê zwraca obecnoœæ inkorporowanych w strukturê ¿y³y fragmentów ska³y os³ony (ryc. 4C). Intra-klasty te w przekroju prostopad³ym do dajki s¹ wyd³u¿one

zgodnie z przebiegiem dajki i maj¹ wyraŸnie zaokr¹glone krañce (ryc. 4C). Tkwi¹ one w mu³owym matriksie bli¿ej NE œciany dajki.

W oko³o 6-metrowej szerokoœci pasie osadów przy-leg³ych do uskoku (ryc. 4D) wystêpuj¹ nieregularne strefy brekcji o gruboœci do 2 m. Brekcje te wspó³wystêpuj¹ z daj-kami, wraz z którymi tworz¹ strefy nawi¹zuj¹ce do u³awi-cenia osadów (ryc. 5). Intraklasty brekcji s¹ zbudowane z porozrywanych fragmentów ³awic i zestawów zlepieñca. Maj¹ zwykle zaokr¹glone, romboidalne lub elipsoidalne kszta³ty.

W badanych wycinkach dajek klastycznych uporz¹d-kowanie sk³adników szkieletu ziarnowego makroskopowo jest s³abo czytelne. Jedynie w dolnej czêœci wyrobiska wiê-ksze otoczaki wykazuj¹ uporz¹dkowan¹ orientacjê wzglê-dem œcian dajki — s¹ ustawione pod k¹tem 5–25° do granicy dajki i zachowuj¹ równoleg³oœæ biegu najwiêk-szych p³aszczyzn do biegu dajek (ryc. 4B). Linijne uporz¹dkowanie sk³adników szkieletu jest dostrzegalne w p³ytkach cienkich prób pobranych zarówno w dolnej, jak i górnej czêœci wyrobiska. Wyd³u¿one sk³adniki szkieletu

ziarnowego d³u¿szymi osiami uk³adaj¹ siê równolegle i subrównolegle do œcian ¿y³. Poniewa¿ w p³ytkach widocz-ne s¹ przekroje poprzeczwidocz-ne przez p³askoelipsoidalwidocz-ne oto-czaki, mo¿na przyj¹æ, i¿ mikroskopowo czytelna lineacja wskazuje na podobne u³o¿enie sk³adników szkieletu ziar-nowego na ca³ej rozci¹g³oœci dajek, bez wzglêdu na œredni-cê ziaren szkieletu (ryc. 4B).

Geneza dajek

Wyniki obserwacji struktury i tekstury dajek klastycz-nych przy uskoku ramowym rowu Brzozowia wskazuj¹, i¿ powsta³y one w wyniku wype³nienia przyuskokowych

A

B

5 mm 5 mm

Ryc. 3. Obraz mikroskopowy zlepieñca (A) i ska³y wype³niaj¹cej dajkê (B). Œwiat³o przechodz¹ce, nikole

równoleg³e

A

B

C

D

Ryc. 4. Dajki klastyczne w zlepieñcach (A). Lineacja wype³nienia dajki A (B) i intraklasty w dajce B (C). Strefa zbrekcjonowanego

zle-pieñca w s¹siedztwie dajki B (D)

Fig. 4. Clastic dikes in conglomerates (A). Lineation in A dike infill (B) and intraclasts within B dike infill (C). Brecciated conglomerate

szczelin w zlepieñcu, przez mieszaninê mu³owo-piaszczy-sto-¿wirow¹. Obecnoœæ w wype³nieniu dajek kierunkowej orientacji p³askoelipsoidalnych otoczaków oraz zaokr¹glo-nych intraklastów ska³ os³ony jest przes³ank¹ du¿ego zawodnienia osadu oraz sporej dynamiki jego przep³ywu przez szczelinê. Wobec braku linijnych wskaŸników przep³ywu trudno jest precyzyjnie okreœliæ kierunek prze-mieszczania materia³u klastycznego, jednak¿e u³o¿enie otoczaków sugeruje transport równoleg³y do œcian ¿y³. Na podstawie obecnej pozycji otoczaków mo¿na s¹dziæ, i¿ kierunki pr¹dowe przebiega³y bardzo stromo.

Podstawowym zagadnieniem w ustaleniu genezy opi-sywanych dajek jest okreœlenie czasu ich powstania. Struk-tury tego typu powstaj¹ zarówno w nieskonsolidowanym i s³abo skonsolidowanym osadzie, jak równie¿ w ska³ach zlityfikowanych, a nawet krystalicznych (por. m.in. Sib-son i in., 1975; Kämpf i in., 1985; Labaume i in., 2004). W utworach czerwonego sp¹gowca synklinorium œródsu-deckiego udokumentowano podobnie wykszta³cone dajki klastyczne, zwi¹zane z odwodnieniem nieskonsolidowane-go osadu (Aleksandrowski i in., 1986, stanowisko Goliñsk). Interpretuj¹c genezê analogicznych dajek w badanym sta-nowisku, nale¿a³oby zatem dopuœciæ mo¿liwoœæ, i¿ dajki klastyczne powsta³y w uk³adzie warstw zbli¿onym do pier-wotnego. Poniewa¿ zlepieñce wystêpuj¹ce w badanym sta-nowisku zosta³y zinterpretowane jako utwory roztoko-wo-aluwialne, nale¿y przyj¹æ pierwotne nachylenie powierzchni sedymentacyjnych pod k¹tem nawet ok. 20–30° (por. Miall, 1966). Jest to k¹t zbli¿ony do k¹ta nachylenia

warstw zlepieñcowo-piaskowcowych w SW czêœci opisy-wanego wyrobiska, a jednoczeœnie zgodny z nachyleniem analogicznych facjalnie zlepieñców w obszarach oœcien-nych. Niestety, w wyniku rotacji za pomoc¹ siatek Lamber-ta-Schmidta warstwy zlepieñców do k¹ta upadu warstw ok. 30°, ulegaj¹ce takiej samej rotacji dajki przyjmuj¹ nachyle-nie ok. 45–50° i kierunek zapadu zgodny z warstwowa-niem. Kontynuuj¹c rotacjê warstw do poziomu, obserwuje siê sukcesywne zmniejszanie k¹ta nachylenia dajek. Wyklucza to poprawnoœæ przyjêtej interpretacji, gdy¿ uk³ad taki — nawet dopuszczaj¹c mo¿liwoœæ jego wygene-rowania — jest niemo¿liwy do zachowania w luŸnym osa-dzie. Na skutek kolapsu grawitacyjnego zawodniony materia³ mu³owo-piaszczysty uleg³by wyciœniêciu na powierzchniê. Co wiêcej, kana³y odwodnieniowe w osadzie i powstaj¹ce dajki maj¹ najczêœciej orientacjê pionow¹. Rotuj¹c zatem w dalszej kolejnoœci uk³ad, a¿ do uzyskania pionowej orien-tacji dajek, nadajemy warstwowaniu nachylenie 60–70°, co równie¿ wyklucza prawid³owoœæ interpretacji dajek kla-stycznych z rejonu S³onego jako struktur powsta³ych w osadzie nieskonsolidowanym.

Zarówno uporz¹dkowanie p³askich otoczaków, jak i wyd³u¿enie intraklastów zlepieñcowych w ¿y³ach impli-kuj¹ bardzo stromy, niemal pionowy, przep³yw materia³u ¿y³owego w obecnej orientacji dajek. Ponadto wewnêtrzna strefowoœæ teksturalna osadu (œciœlej upakowany szkielet ziarnowy przy œcianach ¿y³y A oraz rozproszony szkielet ziarnowy, drobniejsza masa wype³niaj¹ca i najwiêksze oto-czaki w osiowej partii tej ¿y³y) sugeruje etapowoœæ

powsta-320_° 210 220 /55 60 °– ° °– ° 230 /80° °

powier

zchnia

uskoku

fault

plane

biegun i ko³o wielkie makroskalowej orientacji dajek A i B pole and great circle of macro-scale orientation of A and B dikes biegun i ko³o wielkie u³awicenia zlepieñców w s¹siedztwie dajek A i B pole and great circle of bedding in conglomerates hosting dikes biegun i ko³o wielkie u³awicenia zlepieñców na SW od dajek A i B pole and great circle of conglomerates located SW of dikes

bieguny orientacji p³askich otoczaków w obrêbie dajki klastycznej A poles of disc-, and blade-shaped pebbles in A dik

trend przebiegu uskoku oddzielaj¹cego wychodnie czerwonego sp¹gowca i kredy; projekcja na pó³kulê doln¹ strike of fault separating Permian and Cretaceous formations; lower hemisphere projection

brekcja breccia

Ryc. 5. Schemat wzajemnych relacji przestrzennych miêdzy powierzchni¹ uskoku, orientacj¹ warstwowania oraz dajek i brekcji

sejsmotektonicznych

wania struktury dajki. Reaktywacja szczelin jest cech¹ typow¹ dla osadów skonsolidowanych. Poczynione obser-wacje ³¹cznie wskazuj¹, i¿ dajki klastyczne w czerwonym sp¹gowcu w rejonie Kudowy powsta³y ju¿ po cementacji osadów permskich, w uk³adzie warstw obserwowanym wspó³czeœnie — po tektonicznej rotacji warstw zlepieñców do pozycji zbli¿onej do wspó³czesnej. Poniewa¿ przyczyn¹ zestromienia warstw zlepieñcowych by³o ich ci¹gnienie przyuskokowe, mo¿na wnioskowaæ równie¿ o uskokowej genezie dajek klastycznych. Wniosek ten wydaje siê znaj-dowaæ potwierdzenie w prostoliniowym przebiegu dajek, ich wzglêdnie sta³ej mi¹¿szoœci oraz zgodnoœci biegów dajek i pobliskiego uskoku.

Opisywane dajki wype³niaj¹ spêkania równoleg³e b¹dŸ subrównoleg³e do uskoku, powsta³e na skutek pionowego przemieszczenia skrzyde³ uskokowych. Nie ma jednak wskaŸników do jednoznacznego okreœlenia zwrotu prze-mieszczenia poziomego na uskoku. Nie ma równie¿ pew-noœci, sk¹d móg³ pochodziæ materia³ wype³niaj¹cy dajki. Najprawdopodobniej powsta³ wskutek uwadniania i rozla-sowania pierwotnego matriksu w zlepieñcach lub z niszcze-nia osadów mu³owcowo-piaskowcowych, które w omawianym ods³oniêciu wystêpuj¹ zarówno poni¿ej, jak i powy¿ej zle-pieñców (ryc. 5). Materia³ ten móg³ byæ nastêpnie prze-mieszczany pod ciœnieniem w strefach zluŸnieñ i w szcze-linach w nastêpstwie wspomnianego procesu pompowania sejsmicznego (Sibson i in., 1975; Kämpf i in., 1985).

Podsumowanie

Dajki i brekcje klastyczne stwierdzone w obrêbie zle-pieñców ze S³onego na obszarze basenu Nachodu wyka-zuj¹ wyraŸny zwi¹zek przestrzenny z pobliskim uskokiem. S¹ to struktury powsta³e po przynajmniej czêœciowej lityfi-kacji osadów, wskutek rozlasowania, up³ynnienia oraz iniekcji pod ciœnieniem pierwotnego matriksu lub towa-rzysz¹cych zlepieñcom osadów piaszczysto mu³owych. Tym samym ich sejsmotektoniczna geneza wydaje siê bar-dzo prawdopodobna.

Badania sfinansowano ze œrodków bud¿etowych Instytutu Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wroc³awskiego (granty 2022/W/ING/08-5 oraz 2022/W/ING/08-63).

Literatura

ALEKSANDROWSKI P., ŒLIWIÑSKI W. & WOJEWODA J. 1986 — Frontally and surficially fluidized slump to debris flow sheets in an alluvial sequence, Lower Permian, Intrasudetic Basin. 7th

IAS Regional Meeting, Excursion Guidebook, Excursion A-1: 9–29.

CARTWRIGHT J.A. & MANSFIELD C.S. 1998 — Lateral displace-ment variation and tip geometry of normal faults in the Canyonlands National Park, Utah. J. Struct. Geol., 20: 3–19.

COULTER W.H. & MIGLIACCO R. 1966 — Effects of the earthquake of March 27. 1964 at Valdez Alaska. U.S. Geol. Surv., Washington, Prof. Paper, 542-C.

DOMEÈKA K. & OPLETAL M. 1974 — Granitoidy západni èásti orlic-ko-kladské klenby. Acta Universitatis Carolinae — Geologica, 1: 75–109. DUTTON C.E. 1889 — The Charleston earthquake of August 31, 1886. Ninth Annual Report of the Directorate. U.S. Geol. Surv., Washington, D.C., 209–528.

EL-ISA Z.H. & MUSTAFA H. 1986 — Earthquake deformations in the Lisan deposits and seismotectonic implications. Geophys. J. R. astr. Soc., 86: 413–424.

FOSTER H.L. & KARLSTROM T.N.V. 1966 — Ground Breakage and associated effects in the Cook Inlet Area, Alaska, resulting from the March 27, 1964, earthquake. U.S. Geol. Surv., Washington, Prof. Paper, 543-F.

GUIRAUD M. & PLAZIAT J.C. 1993 — Seismites in the fluviatile Bima Sandstones: identification of paleoseismis and discussion of their magnitudes in a Cretaceous synsedimentary strike-slip basin (Upper Benue, Nigeria). Tectonophysics, 225: 493–522.

HAYASHI T. 1966 — Clastic dikes in Japan. Jap. J. Geol. Geogr., 37: 1–20. HESSE R. & READING H.G. 1978 — Subaqueous clastic fissure eruptions and other examples of sedimentary transposition in the lacu-strine Horton Bluff Formation (Mississippian), Nova Scotia, Canada. [W:] Modern and Ancient Lake Deposits, A. Matter & M.E. Tucker (red.), Spec. Publ. IAS, 2: 241–257.

KÄMPF H., BANKWITZ P., STRAUCH G., STIEHL G., GEISLER M., GERSTENBERGER H., HAASE G., KLEMM W., THOMAS R. & VOGLER P. 1985 — Local and regional processes and zoning in a hydrothermal Late Variscan vein mineralization from the southern part of the G.D.R. Gerlands Beitr. Geophysik, Leipzig, 94: 426–434. LABAUME P., CARRIO-SCHAFFHAUSER E., GAMOND J.-F. & RENARD F. 2004 — Deformation mechanisms and fluid-driven mass transfers in the recent fault zones of the Corinth Rift (Grece). C. R. Geoscience, 336: 375–383.

MASTALERZ K. & WOJEWODA J. 1993 — Alluvial-fan sedimenta-tion along an active strike-slip fault: Plio-Pleistocene Pre-Kaczawa fan, SW Poland. Spec. Publs Int. Ass. Sediment., 17: 293–304.

MIALL A.D. 1996 — The Geology of Fluvial Deposits. Springer-Ver-lag, Berlin–Heidelberg–New York.

PENICK J. JR. 1976 — The New Madrid earthquakes of 1811–1812, U. Missouri Press, Columbia, Mo.

PLAZIAT J.C., PURSER B.H. & PHILOBBOS E. 1990 — Seismic deformation structure (seismites) in the syn-rift sediments of the NW Red Sea (Egypt). Bull. Soc. Geol. France, 8: 419–439.

PRICE P.H. 1933 — Claydikes in Redstone coal, West Virginia and Pennsylvania. Bull. Am. Assoc. Petrol. Geology, 17: 1527–1531. PURSER B.H., PLAZIAT J.C. & PHILOBBOS E. 1993 — Stratiform breccias and associated deformation structures recording Neogene ear-thquake in synrift sediments of the Egyptian Red Sea coast. Geol. Soc. Egypt, Spec. Publ., 1: 189–204.

RASTOGI B.K. 2004 — Damage due to the Mw7.7 Kutch, India

earthquake of 2001. Tectonophysics, 390: 85–103.

REIBISCH P. 1935 — Entstehung der Rücken und Kämme im Rotlie-genden des Döhlener Beckens. Isis Jhg., Sitzungsberichte, 6–7. REIMNITZ E. & MARSHALL N.F. 1965 — Effects of the Alaska earthquake and tsunami on recent deltaic sediments. J. Geophys. Res., 70: 2363–2376.

REICHEL W. 1968 — Zyklische Sedimentation und ihre Ursachen im Unterrotliegenden des Döhlener Beckens bei Dresden. Geologie-Ber-lin, 17: 875–884.

RUST D. 2005 — Palaeoseismology in steep terrain: The Big Bend of the San Andreas fault, Transverse Ranges, California. Tectonophysics, 408: 193–212.

SEILACHER A. 1984 — Sedimentary structures tentatively attributed to seismic events. [W:] Seismicity and Sedimentation, M.B. Cita & F. Ricci Lucchi (ed.), Marine Geology, 55: 103–106.

SEILACHER A. 1969 — Fault-graded beds interpreted as seismites. Sedimentology, 13: 155–159.

SIBSON R.H., MCMOORE J.M. & RANKIN A.H. 1975 — Seismic pumping — a hydrothermal fluid transport mechanism. J. Geol. Soc. London, 131: 653–659.

SIEH K.E. 1981 — A review of geological evidence for recurrence times of large earthquakes. [W:] Earthquake Prediction — An Interna-tional Review, Richards Maurice Ewing Series, 4: 181–207.

SIMS J.D. 1973 — Earthquake-induced structures in sediments of Van Norman Lake, San Fernando, California. Science, 182: 161–163. SIMS J.D. 1975 — Determining earthquake recurrence intervals from deformational structures in young lacustrine sediments. Tectonophysi-cs, 29: 141–152.

TEISSEYRE A.K. 1967 — Clastic wedges in the Lower Carbonife-rous of the Intrasudetic Basin. Bull. Acad. Polon. Sci. Sér. géol. et géogr., 15: 15–22.

TRÖGER K., BEHR H.J. & REICHEL W. 1968 — Die tektonisch-fa-zielle Entwicklung des Elbe-Lineaments im Bereich der Elbtalzone. Frei. Forsch. H.-Berlin, C 241: 71–85.

WOJEWODA J. 1987 — Sejsmotektoniczne osady i struktury w kre-dowych piaskowcach niecki œródsudeckiej. Prz. Geol., 35: 169–175. WOJEWODA J. 2007 — Perm basenu Nachodu. [W:] J. Wojewoda (ed.), Review of Permian sedimentary successions of Boskovice Trough, Nachod Basin and Trutnov Basin. Sedimentologica, 1: 85–99. ¯ELANIEWICZ A. 1977a — Rozwój spêkañ w ska³ach metamor-ficznych Gór Orlickich. Rocz. PTG, 47: 163–191.

¯ELANIEWICZ A. 1977b — Granitoidy masywu Kudowy–Olešnic. Geologia Sudetica, 12: 137–162.