Komplementarne strefy kataklazy w piaskowcach synklinorium północnosudeckiego

złóż soli kamiennej w Wieliczce i Baryczu. Ibidem 1977 z. 2.

21. Po ł to w i cz S. - Grawitacyjne ześlizgi brzeżnej strefy Karpat w świetle nowej tektoniki globu ziem-skiego. Ibidem 1978 z. 3-4.

22. Ro 1 ew i cz J. - Uwagi o sedymentacji i ewolucji złoża bryłowego soli rejonu Wieliczki. Prz. Geol. 1987 nr 4.

23. S he arma n D. J. - Evaporites of Coastal Sebkhas. SEPM short course 1978 no. 4.

24. S k o c z y 1 a s - C i s z e w s k a K. - Zagadnienia paleogeograficznej rekonstrukcji krajobrazu mioceń­ skiego Wieliczki i jej okolic. Studia i materiały do dzie-jów Żup solnych w Polsce 1968 nr 2.

25. Ś 1 ą czka A„ Ko 1 as a K. - Soczewka soli Klęczki z olistostromowych utworów Wieliczki. Prz.

Geol. 1985 nr 4.

26. Szyb is t A. - Z badań geologicznych nad druzgo-tową częścią złoża solnego Wieliczki. Ibidem 1975 nr 9. 27. T a r k a R. - Analiza statystyczna spękań w zło­

żach soli Bochnia i Siedlec. Ibidem 1988 nr 8. 28. T a r k a R. - The axial-plane cleavage in thin

anhy-drite layers. N.Jb. Geol. Paliiont. 1988 no. 12. 29. Ur a i J.L„ Sp ie r s C.J. et al. - Weakening of

rock salt by water during long-term creep. Nature 1986 no. 6097.

30. Ur a i J.L., Sp ie r s C. J. et al. - Deformation mechanisms operating in naturally deformed halite rocks. Geol. en Mijnbouw 1987 no. 66.

SUMMARY

The salt mine Wieliczka is located at front of the Car-pathian overthrust. A sheet complex (parautochthone) is overlain by a block one (breccia) formed due to a thrust from the south-southwest. Numerous stages of this process have been registered in abundant tectonic mesostructures that are to be easily observed in the mine. The paper presents numerous tectonic phenomena as polished surfaces, faults, groups and systems of fissures, drag and cleavage folds, breccia and melange, deformations of laminae and crystals (Figs. 1 -11). Some of these mesostructures oppose the olistostromic origin of the deposit that has been recently proposed (13, 14, 25).

PE3łOME

Com1Hoe MecTopo>KAeH1Ae BenlAYKa pacnonaraeTCR y <f>poHTa KapnaTcKoro HaABIAra. HaA nnaTosoi;t 3ane>Kbt0 -napaasTOXTOHOM 3aneraeT rnb16osaR 3ane>Kb - 6peKYIAR, . o6pa3osaswaRcR B pe3ynbTaTe HaABIAra c ł0ł03. MHoro-~TanHOCTb ~Toro npo~ecca OTpa>KaeTCR BO MHO>KeCTBe

TeKTOHIA'-łeCKIAX Me30CTPYKTyp, OT'-łeTillABO

npORBilff-łO~IAXCR B Bb1pa60TKax COilRHOi;f KOmt. B pa6oTe OnlACaHbl pa3H006pa3Hble TeKTOHIA'-łeCKIAe <f>opMbl: 3epKana CKOilb->KeHIAR, c6pOCbl, CIACTeMbl Tpe~HH, CKilaAKIA BOilO'-łeHHR

IA KI11r1Ba>Ka, 6peK'-llAIA, MenaH>K, AeBOpMa~IAIA cnoes IA Kp1r1cTannos (p1,1c. 1 -11 ). HeK0Topb1e 1,13 ~rnx cTpyKTYP npOTIABOpeYaT BblCKa3aHHOMY B nocneAHee speMR (13, 14, 25) B3rl1RAY 06 OillACTOCTpOMOBOM reHe31ACe MeCTO-pO>KAeHIAR.

ANDRZEJ SOLECKI Uniwersytet Wrocławski

KOMPLEMENTARNE STREFY KATAKLAZY

W PIASKOWCACH SYNKLINORIUM

Synklinorium północnosudeckie (ryc. 1) jest strukturą laramijską utworzoną w obrębie epiwaryscyjskiej pokrywy platformowej Sudetów. Pokrywa ta zaczęła rozwijać się w górnym karbonie (9) i zalega niezgodnie na metamor-ficznym kompleksie kaczawskim sensu (16). W wyniku posantońskiej aktywności tektonicznej epiwaryscyjska po-krywa platformowa uległa deformacji, której rezultatem jest struktura określana mianem synklinorium północno­ sudeckiego. Struktura ta reprezentuje saksoński (sensu Stille - 14) styl tektoniki.

Osie laramijskich struktur synklinorium północnosudec­ kiego przebiegają w kierunkach NW - SE i WNW - ESE.

Struktury te często mają charakter półrowów i półzrębów. Upad warstw jest przeważnie niewielki. Jedynie w pobliżu uskoków dochodzi do zestromienia warstw, a niekiedy nawet do ich obalenia.

Najczęstszymi strukturami dostępnymi do obserwacji w oasłonięciach są spękania. Przy ich opisie zastosowano terminologię zaproponowaną przez W. Jaroszewskiego (6). Równolegle do kierunków osi fałdów (półrowów i pół­ zrębów) przebiegają dwa zespoły ciosu podłużnego (ryc. 2). Zachowują one pozycję katetalną i w warstwach nachylo-nych zapadają w kierunkach NNE i NE oraz przeciwnachylo-nych. Prostopadle do struktur synklinorium przebiegają spęka­ nia ciosu poprzecznego (ryc. 2). Są one najczęściej pionowe i prostopadłe do warstw.

UKD 551.24 :552.513(438 :234.57)

Obok spękań katetalnych, w synklinorium północno­

sudeckim dobrze wykształcone są zespoły oryginalnych, komplementarnych stref kataklazy (KSK), skośnych wzglę­

dem uławicenia. Zespoły te przecinają się pod kątem.

ostrym. Dwusieczna kąta ostrego jest równoległa do uławi­

cenia, a dwusieczna kąta rozwartego prostopadła i zacho-wuje pozycję katetalną. Zespoły KSK są szczególnie dobrze wykształcone w piaskowcach dolnotriasowych i koniackich. Stwierdzono je w licznych odsłonięciach na całym obszarze synklinorium na zachód od Twardocic.

KOMPLEMENTARNE STREFY KATAKLAZY W PIASKOWCACH DOLNOTRIASOWYCH Utwory dolnego triasu (pstry piaskowiec) odsłaniają się głównie w południowej części synklinorium północno­ sudeckiego. Obecność KSK stwierdzono w wielu odsło­ nięciach (ryc. 1). Zjawisko niszczenia skały wiąże się z silnym rozdrobnieniem ziarna (ryc. 3), a niekiedy z jego rekrystalizacją. W piaskowcach dolnotriasowych, a częścio­ wo także koniackich, występują trzy typy morfologiczne stref kataklazy, różniące się m.in. stopniem zaawanso-wania procesu zniszczenia (ryc. 4).

Typ A występuje w obrębie ławic o znacznej miąższości.

Składa się on z pojedynczych, nieznacznej długości stref kataklazy przecinających się w środku ławicy. Nie

do-chodzą one ani do spągu, ani do stropu ławicy, lecz

naj-częściej kończą się strukturami typu koński ogon, które

są rezultatem rozwidlania się propagującej strefy kataklazy. Typ B występuje w obrębie ławic o nieznacznej miąż­ szości. Składa się on z siatki stref kataklazy. Sieć ta jest utworzona przez dwa zespoły sprzężonych, przecinających

się pod kątem ostrym planarnych stref kataklazy. Po-szczególne strefy oddalone są od siebie o kilka centymetrów, a ich grubość wynosi kilka milimetrów. Strefy kataklazy

przecinają całą ławicę od spągu do stropu i krzyżują się

w jej środku.

Typ C występuje w obrębie ławic o miąższości kilku metrów. Strefy kataklazy przecinają ławicę od stropu do spągu. Osiągają one długość kilkunastu centymetrów. Z powodu znacznych rozmiarów trudno jest zaobserwować więcej niż jedną taką strefę w skali odsłonięcia. Niekiedy w. większych odsłonięciach jest widoczny zespół

równo-ległych do siebie stref planarnych, odległych o kilka metrów. Sporadycznie można obserwować drugi sprzężony zespół,

wówczas punkt przecięcia wypada w pobliżu środka ławicy.

W poszczególnych odsłonięciach występują różne typy KSK. Typ A widoczny jest w odsłonięciu 5, położonym ok. 1 km na SSE od Choińca. Typ B jest najlepiej wykształcony·

01

-

2

1::::;:;:13

·

04

1:~:~~~~~~

s Os

07

1118

---

® 10

Ryc. 1. Mapa wschodniej części synklinorium północnosudeckiego,

wg A. Soleckiego (13), uproszczona

1 - wulkanity trzeciorzędowe, 2 - wulkanity permskie, 3 - górna

kreda, 4 - wapień muszlowy, 5 - pstry piaskowiec, 6 -

cech-sztyn, 7 - czerwony spągowiec, 8 - epimetamorficzne skały

kom-pleksu kaczawskiego, 9 - uskoki, 10 - odsłonięcia

Fig. 1. Map of the eastern part of the North-Sudetic Synclinorium

( after 13, simplified)

1 Tertiary volcanic rocks, 2 Permian volcanic rocks, 3 Upper Cretaceous, 4 Muschelkalk, 5 Buntsandstein, 6 -Zechstein, 7 - Rotliegendes, 8 - epimetamorphic rocks of the

Kaczawa complex, 9 - faults, 10 - outcrops

578

w najwyższej części utworów pstrego piaskowca - w

ławicy o miąższości ok. 0,5 m, odsłaniającej się bezpośred­

nio pod spągiem zlepieńca cenomańskiego, w obrębie skałek tzw. Szwajcarii Lwóweckiej (odsłonięcie 3, ryc. I) i w nieczynnym kamieniołomie we Lwówku, położonym

przy szosie do Gryfowa (odsłonięcie 4, ryc. 1). Strefy kataklazy z tego ostatniego odsłonięcia opisał J. Milewicz (8) jako żyły kwarcowe. W tymże odsłonięciu, ok. 1 O m

poniżej spągu cenomanu, występuje też typ C. Pojedyncze strefy kataklazy tego typu stwierdzono w nieczynnym

kamieniołomie położonym na północ od Łazisk ( odsło­ nięcie 9, ryc. 1).

Orientacja wszystkich typów KSK w zbadanych

od-słonięciach jest stała. W stosunku do struktur synklinorium

zajmują one pozycję analogiczną do spękań i uskoków od-wróconych towarzyszących procesowi zginania (por. 7, ryc. 274). Jeden z zespołów KSK zapada ku NE, a drugi ku SW. Można zauważyć (ryc. 5) lekką bimodalność, wskazującą na istnienie w obrębie zespołu zapadającego ku NE, dwóch podzespołów o biegach NW-SE i WNW-ESE. Podobne zjawisko jest widoczne w obrębie zespołu

za-padającego ku SW. Bimodalność ta odpowiada

bimodal-ności osi fałdów i ciosu katetalnego. Próbę jej wytłuma­

czenia można podjąć bazując na modelu Z. Rechesa (1 O), N

Ryc. 2. Orientacja ciosu kateta/nego w synklinorium

pólnocno-sudeckim (histogram wykonano przy użyciu ZX-Spectrum dla

809 pomiarów w przedziałach jednostopniowych i wygładzono przy

użyciu średniej ruchomej o przedziale 12°)

Fig. 2. Kathetal joints orientation (diagram for 809 measurement, prepared with the ZX-Spectrum, calcu/ated in one-dedree intervals next smoothed by the moving point average of 12 degree interval)

Ryc. 3. Mikroskopowy obraz strefy kataklazy Fig. 3. Zone of the cataclastis, thin section

bądź też przyjmując dwa kierunki kompresji działającej

na · fałdowane utwory synklinorium.

Model Z. Rechesa (10) zakłada, że przy trójosiowym

stanie naprężeń będą powstawały nie dwa, a cztery

zespo-ły ścięć komplementarnych, ułożone w sposób analogiczny

do opisywanego przypadku. Podkreślić należy, że model

ten został potwierdzony eksperymentalnie (11), ale nie

został dostosowany do spękań towarzyszących fałdom.

W przypadku przyjęcia tego modelu powstanie

obserwo-wanych KSK wiązałoby się z jednym epizodem kompresji

o kierunku NE-SW.

Intrygującym zjawiskiem jest brak widocznych

prze-sunięć związanych z KSK. Proces zniszczenia został

„za-mrożony" na etapie powstawania stref i nie doszło do

powstania uskoków. Zgodnie z często wyrażaną opinią

(3, 4, 12) tak daleko zaawansowana kataklaza ziarna

(ryc. 3) i znaczna grubość stref kataklazy powinny wiązać

się z przesunięciami rzędu kilkudziesięciu centymetrów,

a nawet kilku metrów. Wyjaśnieniem tego paradoksu

może być zjawisko wzmocnienia porowatych piaskowców

w trakcie rozwoju procesu ścinania (stress hardening),

opisane przez A. Aydina (1). Zdaniem tego autora, w

rezultacie kataklazy i wzrostu ilości kontaktów między­

ziamowych dochodzi do usztywnienia i wzmocnienia strefy

kataklazy. Strefa ta staje się bardziej sztywna i wytrzymała.

Można sądzić, że przy powtarzających się naciskach,

nierozkruszona („niewzmocniona") skała otaczająca

stre-fę kataklazy ulega oscylacyjnym przemieszczeniom w

sto-sunku do bardziej sztywnej strefy skataklazowanej. Ten

względny ruch prowadzi do lateralnego przyrostu strefy

kataklazy przez rozwój nowych stref równoległych do

już istniejącej. Zjawisko to ułatwia także tworzenie KSK.

Sztywna sieć stref kataklazy peńetrująca skałę zapobiega

następnie powstawaniu większych przemieszczeń.

Dobrym przykładem ilustrującym omawiane zjawisko

jest niewielka skałka w środkowej części nieczynnego

kamieniołomu we Lwówku (odsłonięcie 4, ryc. 1). Na

A B

c

:

~.

~

·."

·

w.

„ .

·.

~

Ryc. 4. Typy komplementarnych stref kataklazy ( KSK) Fig. 4. Types of the conjugate cataclastic zones

powierzchni skałki widoczna jest gęsta sieć stref kataklazy

nałożona na warstwowanie przekątne. Brak tu widocznego

zniekształcenia pierwotnych struktur sedymentacyjnych

(ryc. na okładce).

KOMPLEMENTARNE STREFY KATAKLAZY

W PIASKOWCACH KONIACKICH

Piaskowce koniackie wyróżniają się wśród utworów

gómokredowych tym, że są drobno- i równoziarniste,

a także występowaniem w formie kilkumetrowych ławic. Obecność KSK w utworach gómokredowych jest

ograni-czona do tych utworów. Brak tych struktur nawet w utwo

-rach cenomańskich zalegających na tych ławicach

pias-kowców dolnotriasowych, które są pocięte gęstą siecią

KSK. Morfologicznie podobne struktury ścięciowe zwią­

zane z kataklazą ziarna występują niekiedy w piaskowcach

cenomańskich i turońskich, lecz wiążą się one z przebiegiem

stref uskokowych i nie zachowują prawidłowej pozycji

w stosunku do uławicenia. Przykładem tego typu zjawisk

mogą być ścięcia obserwowane w niewielkiej skałce na południowym zboczu doliny Chrośnickiego Potoku

(od-słonięcie 1, ryc. 1) i w skałkach na zachodnim brzegu

Kwisy (odsłonięcie 10, ryc. 1).

Piaskowce koniackie odsłaniają się w dwóch

izolo-wanych obszarach. Obszar południowy leży w środkowej

części rowu Wlenia (odsłonięcie 2, ryc. 1); obszar północny

znajduje się na północ od Żerkowic, w środkowej części

synkliny Bolesławca. Obecność KSK stwierdzono w

od-słonięciach 2, 7, 8 (ryc. 1), a także w licznych odsłonię­

ciach rozrzuconych w zachodniej części synklinorium

północnosudeckiego, poza obszarem mapy. Zebrane

ob-serwacje pozwoliły stwierdzić, że w piaskowcach

koniac-kich dominującym typem KSK jest typ C. Dominacja

tego typu wiąże się z gruboławicową formą występowania

piaskowców. W obrębie obszaru ujętego na załączonej

mapie typ C występuje w odsfonięciu 8, w nieczynnych

łomach położonych na wschód od Żeliszowa.

Unikatową strukturę ścięciową (ryc. 6) stwierdzono

w nieczynnym łomie położonym na NE od Gaszowa

(odsłonięcie 6, ryc. 1 ). Struktura ta jest przykładem słabo

zaawansowanego procesu zniszczenia i porównywana być

może z typem A. Występuje ona w środkowej części ławicy

N

Ryc. 5. Orientacja KSK w odsłonięciu 3 (luki płaszczyzn w projekcji na górną półkulę, diagram wykonano przy użyciu ZX-Spectrum) Fig. 5. Orientation of the conjugate cataclastic zones in the outcrop 3 (the upper hemisphere projection prepared with ZX-Spectrum

Ryc. 6. Struktura ścięciowa w piaskowcu koniackim, odsłonięcie 7 Fig. 6. En echelon shear zones with the second order Riedel shears

in the Coniacian sandstone, outcrop 7

o miąższości ok. 4 m. Proces zniszczenia skały nie

prze-biegał w tym przypadku wzdłuż dwóch sprzężonych płasz­

czyzn, lecz wiązał się z szeregiem kulisowo ułożonych

spękań głównych. Spękania te wykształciły się w formie

planarnych stref kataklazy o grubości ok. 1 mm. Z

po-wierzchniami spękań głównych są związane dwa zespoły

ścięć pochodnych (drugiego rzędu). DochodŻą one pod

kątem ostrym do powierzchni spękań głównych i

prze-cinają się wzajemnie pod· kątem ostrym. Spękania te

przy-pominają zatem ścięcia R' i R" Riedla (Riedel shears,

por. 2, 5, 15). W pobliżu powierzchni spękań głównych

zaznacza się zestromienie ścięć pochodnych. Jest to

prawdo-podobnie rezultat częściowo podatnego odkształcenia skały.

Orientacja KSK w piaskowcach koniackich nie różni

się od tejże w piaskowcach dolnotriasowych. I tutaj

za-znacza się lekka bimodalność orientacji (ryc. 7), sugerująca

istnienie zespołów o biegach NW - SE i WNw·- ESE.

Analogiczne są także wnioski dotyczące pola naprężeń.

WNIOSKI

W obrębie piaskowców synklinorium północnosudec­

kiego stwierdzono KSK jednorodne pod względem

morfo-logii i orientacji. Nieznaczne różnice morfologiczne

wynika-ją głównie ze zróżnicowania piaskowców. Orientacja tych

struktur wskazuje, że kształtowały się one w polu naprężeń

związanym z podkredowym (laramijskim) rozwojem

struk-tury fałdowej synklinorium. W utworach pstrego

piaskow-ca i piaskowpiaskow-cach koniackich zauważa się lekką

bimodal-ność orientacji KSK. Bimodalność ta wyraża się istnieniem

zespołów o biegach NW - SE i WNW - ESE,

analogicz-nych do przebiegu głównych struktur synklinorium.

Istotny wpływ na rozwój KSK miało uławicenie.

Za-początkowanie procesu zniszczenia zachodziło zazwyczaj w pobliżu. środka ławicy (typ A). W zależności od

miąższości ławicy dochodziło do powstania zróżnico­

wanych struktur (typy Bi C). Powierzchnie oddzielności ła­

wicowej stanowią najczęściej granicę rozwoju

poszczegól-nych stref kataklazy. Strefy sprzężone są ułożone

symetrycz-nie w stosunku do lokalnego ki~runku upadu warstw,

który pokrywa się z orientacją dwusiecznej kąta ostrego

między płaszczyznami dwóch sprzężonych zespołów.

Dwu-sieczna kąta rozwartego jest zorientowana prostopadle

do uławicenia, bez względu na pozycję warstw (katetalnie).

N

Ryc:. 7. Orientacja KSK w piaskowcach koniackich synklinorium

pólnocnosudeckiego ( 143 pomiary, górna półkula, odrys diagramu

wykonanego przy użyciu ZX-Spectrum)

Fig. 7. Orientation of the conjugate catac/astic zones of the coniacian sandstones of the North-Sudetic Sync/inorium ( 143 measurements, upper hemisphere, prepared with the ZX-Spectrum, next redrawn)

Sprzężone zespoły KSK powstały prawdopodobnie

jednocześnie w wyniku procesu ścinania; można je więc

określić mianem komplementarnych. Występowanie KSK jest ograniczone do dwóch horyzontów piaskowców:

dolno-triasowego i koniackiego. Prawdopodobnie wiąże się to

z przebiegiem powierzchni neutralnej w fałdach. Piaskowce

dolnotriasowe mogły znajdować się poniżej powierzchni

neutralnej w antyklinie (półzrębie), a piaskowce

koniac-kie - powyżej tej powierzchni w synklinie. Powierzchnia

neutralna przebiegała prawdopodobnie w obrębie utworów

cenomanu i turonu. Skokowy zanik KSK na granicy

utworów dolnotriasowych i cenomańskich wynika częścio­

wo z gruboziarnistego charakteru tych ostatnich i

pokry-wania się w tym przypadku przebiegu powierzchni (strefy)

neutralnej z granicą litologiczną.

Przedstawiony materiał stanowi fragment pracy

dok-torskiej wykonanej pod kierunkiem prof. dr hab. Ireny

Wojciechowskiej, której pragnę serdecznie podziękować.

Pragnę podziękować także prof. dr hab. Wojciechowi

Jaroszewskiemu za dyskusję. Osobne podziękowania

na-leżą się dr Ryszardowi Kryzie i mgr Jerzemu Stachowia-kowi za pomoc w wykonaniu zamieszczonych fotografii.

Mgr Kalinie Dymnej dziękuję za wykreślenie rycin.

LITERATURA

1. A y d i n A„ J o h n s o n A. M. - Analysis of

faulting in porous sandstones. Journ. Struct. Geol. 1983 vol. 5 no. 1.

2. B 1 es J. L., Fe u g a B. - La fracturation des

roches. Orleans 1981 BRM 8.

3. Dr ap er G. - Grain size as an indication of shear

strain in brittle fault zones. Tectonophysics 1976

vol. 35 no. 4.

4. Engel der J. T. Cataclasis and the

genera-tion of fault gauge. Geol. Soc. Am. Bull. 1974 vol.

85 no. 10.

5. Jaros ze wski W. - Drobnostrukturalne

kry-teria tektoniki obszarów nieorogenicznych na

przy-kładzie północno-wschodniego obrzeżenia

mezozoicz-nego Gór Świętokrzyskich. Stud. Geol. Pol. 1972

6. Jaros ze wski W. - Słownik tektoniczny (cz.

IV) - drobne struktury tektoniczne w skałach

osa-dowych. Prz. Geol. 1980 nr 1 O.

7. Jaros ze wski W. - Tektonika uskoków i fał­

dów. Wyd. Geol. 1981.

8. M i 1 e w i c z J. - Objaśnienia do szczegółowej mapy

geologicznej Sudetów, arkusz Lwówek Śląski. Ibidem

1964.

9. Mi 1 ew i cz J., Górecka T. - Wstępne uwagi

o karbonie w depresji północnosudeckiej. Kwart.

Geol. 1965 nr 1.

10. Re che s Z. - Faulting in rocks in three-dimensional

strain fields. II Theoretical analysis. Tectonophysics 1983 vol. 95 no. 1 /2.

11. Re c h e s Z., D i e t r i c h J. H. - Faulting of

rocks in three-dimensional strain fields. I. Failure of

rocks in polyaxial, servo-control experiments. Ibidem.

12. Roberts o n E. C. - Relationship of fault

dis-placement to gouge and breccia thickness. Techn. Pap. Min. Engin. 1983 vol. 35 no. 10.

13. S o 1 e ck i A. - Tektonika dysjunktywna i jej wpływ

na warunki występowania kopalin w synklinorium

północnosudeckim. Praca doktorska UWr. 1987.

14. St i 11 e H. - Grundfragen der vergleichenden

Tek-tonik. Borntrager Berlin 1924.

15. Tc ha 1 en ko J. S. - The evolution of kink hands

and the development of compression textures in sheared clays. Tectonophysics 1968 vol. 6 no. 2.

16. T e i s s e y r e J. - Budowa geologiczna wsc~odniej

-części okrywy granitu Karkonoszy w okolicach Mie-dzianki (Sudety Zachodnie). Geol. Sudetica 1968 vol. 4.

SUMMARY

Unusual conjugate cataclastic zones in the Buntsandstein and Coniacian sandstones of the North-Sudetic Syn-clinorium were described. Origin of these structures was interpreted as the result of the stress field connected with the Laramian folding of the area.

Two directions (NW - SE and WNW - ESE) of folds, joints and cataclastic zones were described. The possibility of the Reches's (10) model application for the explanation of this bimodality was suggested.

Various morphologic types of conjugate cataclastic zones were distinguished. The proposed classification is based on differentiated development of the shearing process. Although shear zoi;es with strong cataclasis can be as

thick as 15 cm, no visible displacement was found (see

Fig. on the cover). This fact can be explained by the stress hardening (sensu Aydin - 1) of the shear zone in porous sandstone. During repeating cyclic compression the „hard"

cataclastic zones and the

„

different manner resulting in oscillative movements at the interface hard/weak rock. In this way the lateral growth of the shear. zones is performed.

No differences were found between the orientations of the cataclastic zones in the Buntsandstein and Coniacian sandstones. Occurrence of the conjugate cataclastic zones only in these two horizons can be explained by the position of the neutral plane in the folded sequence.

Translated by the author

PE3K)ME

On111caHa oprnHa!lbHa.A cpopMa conpR>t<eHHblX 30H Ka-TaK11a3a B Hlll>KHeTp111acoBblX Ili KOHb.AKCKlllX nec\.faHl!IKax CeaepocyAeTcKoro ClllHK!1111Hop11111. KoHcTaT111poaaHo, "łTO

cpopM111poaaH111e 3TlllX 30H npOlllCXOAlll!lO B none Harpy30K, CBR3aHHblX c napaMlllHCKOH CKTlaA"łaTOCTblO.

0TMe\.faeTCR 6111MOAa!lbHblH xapaKTep ocerit CKTlaAOK,

Tpe~lllH Ili conp.A>KeHHblX 30H KaTaKna3a, Bblpa>t<alO~lllHCR

a Han111"ł111111 ABYX HanpaaneH111rit npocT111paH111R CTPYKTYP -33C-BBK) 111 C3-K)B. An.A 06bRCHeH111R noro 11aneH111R MO>KHO 111cnonb30BaTb MOAenb Pe\.feca (1 O).

Pa3n111"ła10TCR Mopcponorn"łecK111e ,.T111nb1 conpR>KeHHblX 30H KaTaKna3a, o6ycnoaneHHble pa3HOH lllHTeHClllBHOCTblO npo'-'ecca Apo611eH111.A nopoA. HecMoTpR Ha MO~HOCTb 30H KaTaKna3a AO 15 CM Ili ClllTlbHOro pa3Apo6neHl!lff 3epeH, He Ha6n10Aan111Cb CMe~eHlll.A BAO!lb 3TlllX 30H (p111c. 6).

B 111Tore pa3Apo6neH111.A 3epeH nop111CTblX nec\.faHlllKOB 30Hbl KaTaKna3a np11106penn111 6onbWYIO >KeCTKOCTb (1)

111 np111 AecpopMa'-'111Rx nopoA Ha 111x rpaH111'-'e npo111cxoA111no pa3HOHanpaaneHHOe cMe~eH111e, Bbl3b1aaawee AanbHeritwee Ap06neH111e Ili rOp11130HTaflbHOe Hapa~111BaH111e 30Hbl KaKa-Kna3a. Aa>t<e np111 HyneaoM 3HaYeH111111 cocTaan.AIO~erit TaK111x

CMe~eHlllH MO~HOCTb 30Hbl KaTaKna3a Ili CTeneHb pa3Ap06-neHl!lff 3epeH MoryT 6b1Tb 3Ha\.f111TeT1bHblMlll.

Pa3nlll"ł111R a op111eHT111poaKe conp11>1<eHHblX 30H KaTa-Kna3a B Hlll>KHeTp111acoBblX Ili KOHbffKCKlllX nopOAaX He OTMe\.falOTC.A. np111ypo"łeHHOCTb 30H KaTaKna3a K 3TlllM ABYM rop11130HTaM o6ycnoaneHa, sepoRTHO, npoCT111paH111eM HerilTpanbHOH nosepXHOCTlll B CKnaAKaX Ili \.faCTlll"łHO 6naro-np111RTHblMlll TllllTOT10r111\.feCKlllMlll ycnOBlllRMlll.

OFIOLIT ŚLĘŻY I JEGO MINERALIZACJA RUDNA

. Sympozjum pod powyższym tytułem organizują w

dniach 4-6 września 1989 r. we Wrocławiu i Sobótce

Instytut Nauk Geologicznych UWr., Oddział Dolnośląski

PIG i Sekcja Genezy Złóż Rud PTG.

W pierwszym dniu sympozjum zostanie wygłoszonych

kilkanaście referatów omawiających: budowę i pozycję

tektoniczną ofiolitu, budowę intruzji gabrowej, petrolo~ię

i geochemię ofiolitu, jego mineralizację rudną (historyczne

złoże chromitu w Tąpadłach i nowo odkrytą strefę minera-lizacji Fe - Ti), paleomagnetyzm gabr i diabazów oraz obraz geofizyczny ofiolitu i jego stref rudnych.

5 i 6 września odbędą się wycieczki terenowe. Tematem

pierwszej (5 września) jest budowa intruzji gabrowej

i stwierdzonej w niej strefy mineralizacji Fe - Ti. Tematem

drugiej (6 września) są serpentynity i złoże chromitu w

Tąpadłach.

Dokładny harmonogram sympozjum i finansowe

wa-runki uczestnictwa zostaną ustalone w pierwszym kwartale

1989 r. Zgłoszenia przyjmuje i informacji udziela

przewodni-czący komitetu organizacyjnego sympozjum - Leszek Jamrozik, Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu

Wrocławskiego, 50-205 Wrocław, ul. Cybulskiego 30, tel. 22-66-71(4) w. 108.