Granica między strukturą zachodnio- i wschodniosudecką

R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C I E T E G E O L O G I Q U E D E P O L O G N E

T o m ( V o l u m e ) X X X V I I I — 1968 Z e s z y t ( F a s c i c u l e ) 2—3 K r a k ó w 1968

JÓZEF OBERC

GRANICA MIĘDZY STRUKTURĄ ZACHODNIO- I WSCHODNIOSUDECKĄ

(3 fig.)

The Boundary between the Western and Eastern Sudetic tectonic Structures

(3 Figs.)

T r e ś ć : Granicę struktury zachodnio- i w schodniosudeckiej stanow ią nasunię­

cia skał proterozoicznych na dew on zachodniej strefy Sudetów Wschodnich. Ten warunek na odcinku górskim spełnia nasunięcie ramzowskie. N asunięte m asy sta­

nowią tu płaszczowinę ramzowską. Wzdłuż fleksury brzeżnej Sudetów nasunięcie skręca ku NW, co jest w ynik iem erozji brzeżnych mas nasuniętych na podniesionym skrzydle fleksury, które stanow i blok przedsudecki. M inimalna stwierdzona am pli­

tuda nasunięcia w ynosi 17 km. Od okolic m iasta Javornik podstawę płaszczowiny stanow i struktura Javornika. N asunięcie biegnie w stronę Ziębic i na E od Łojowic.

Na zachód od nasunięcia ram zowskiego znajduje się struktura Wzgórz Strzeliń- skich podobnie jak Sudety W schodnie składająca się z serii dewonu przefałdowanych ze skałam i proterozoiku. Leżące fałdy N owolesia i Gościęcic są płasko nasunięte i razem z niżejległym fałdem Dobroszowa przefałdowane w form ie aritykliny.

Wobec tych faktów nasunięcie ram zowskie nie m oże być granicą struktury za­

chodnio- i w schodniosudeckiej na bloku przedsudeckim.

Na skutek przynajmniej 2,5 km głębszej erozji bloku przedsudeoki,ego zostały tu zerodowane krystalinik Starego Mesta i głęboka synklina Starego G ierałtowa — N ovych Vilemovic.

W końcowej części pracy przedstawiono paralelizację jednostek Sudetów i blo­

ku przedsudeckiego w strefie granicznej struktury zachodnio- i w schodniosu­

deckiej.

Cechą charakterystyczną stru k tu ry tektonicznej Sudetów Wschod­

nich jest wczesnobretońskie przefałdowanie typu alpejskiego serii pro- terozoicznej z seriami dolnego i środkowego dewonu leżącymi tran sg re- sywnie na zerodowanych do poziomu facji amfibolitowej seriach skalnych proterozoiku. W obu seriach panują NE-SW kierunki fałdów przy za­

sadniczej w ergencji południowo-wschodniej. Seria dewońska została udowodniona paleontologicznie we wschodnich strefach dewonu (strefa Vrbna i sternbersko-hom obenesowska). W zachodnich strefach dew onu wschodniosudeckiego, tj. w strefie Cervenohorskiego Sedla i strefie Branny, gdzie skały są zmetamorfizowane, brak dotychczas dowodów paleontologicznych na ich dewoński wiek. Został on p rzy ję ty na pod­

stawie podobieństwa następstw a poszczególnych ogniw litologicznych do dewonu udokumentowanego. Dolny karbon morski, geosynklinalny roz­

w ija się z osadów dewonu. Podobnych jak w części górskiej stosunków

geologicznych należy oczekiwać ma bloku przedsudeckim, na k tó ry nie­

wątpliwie przedłuża się stru k tu ra wschodnio-sudecka, p rzy k ry ta tu osa­

dami trzecio- i czwartorzędu.

Inne cechy budowy i rozwoju m a stru k tu ra zachodniosudecka.

Wprawdzie proterozoik nie różni się w zasadzie od analogicznych ogniw Sudetów Wschodnich, ale rozwój paleozoiku jest tu inny. Rozwinął się tu eokambr i cały starszy paleozoik. Dewon dolny zachowany w Górach Bardzkich nie jest transgresywny, lecz rozwija się jako kontynuacja syluru. Natom iast transgresyw ny jest górny dewon w okolicach Kłodzka i Świebodzic, a środkowy w okolicach Jeśtedu. Starsze ogniwa dolnego kar bonu m ają tu cechy molasy jedynie ina obszarze jeszteckiim fliszu.

Młodszy dolny karbon m a cechy fliszu.

Skoro istnieją tak poważne różnice w rozwoju Sudetów Zachodnich i Wschodnich, nic dziwnego, że starano się wyznaczyć granicę między nimi. K ry teria brane przy ty m pod uw agę nie były jednolite. Na odcinku górskim rozpoznano nasunięcie w stropie serii B ranny wykształconej jako fyllity, wapienie i kw arcyty (F. K r e t s c h m e r , 1897). Tem u n a ­ sunięciu F. E. S u e s s (1912) przypisywał rolę wielkiego nasunięcia i n a­

zwał je nasunięciem ramzowskim. Ostatnio jego rola w literatu rze spada;

niektórzy autorzy przypisują m u podrzędną rolę, a za granicę s tru k tu ry zachodnio- i wschodniosudeckiej uważa się powierzchnię odgraniczającą serię Velkego V rbna od krystaliniku Starego Mesta (nasunięcie vaće- tyńskie) bądź powierzchnię oddzielającą gnejsy m asyw u śnieżnickiego i Gór Złotych (Rychlebskich) od krystaliniku Starego Mesta (J. S v o- b o d a , 1961, s. 108).

Na bloku przedsudeckim E. B e d e r k e (1929 fig. 1) od Javornika ciągnął granicę Sudetów Zachodnich i Wschodnich, którą nazywał na­

sunięciem moldanubskim, wzdłuż brzegu Sudetów i dalej nieco na wschód od strefy Niemczy, choć brak tam serii dewońskiej. L. K ó l b l (1930, s. 466) widział zakończenie nasunięcia ramzowskiego już w okolicy Va- pennej. J. O b e r c (1957, s. 16) prowadził nasunięcie ramzowskie przez okolice Strzelina, a później (J. O b e r c, 1966a, s. .155) na wschód od linii Paczków—Przeworno. Sprawę granicy Sudetów Zachodnich i Wschod­

nich n a odcinku górskim omówił w szechstronnie Z. M i s a r (1960) po­

ruszając k ry te ria 'geologiczne, facji metam orficznej i tektoniczne w obu stru k tu rac h geologicznych.

W niniejszej pracy za kry teriu m granicy Sudetów Zachodnich i Wschodnich została przyjęta obecność skał dolno- i środkowodewoń- skich w starow aryscyjskiej części Sudetów Wschodnich. C harakter na­

sunięcia ramzowskiego po okolice Javornika został opisany przez autora w jednej z ostatnich p rac (J. O b e r c , 1967), a zagadnienie dewonu i tektoniki starow aryscyjskiej w okolicy Strzelina w r. 1966 (J. O b e r c , 1966 b).

PRZEBIEG I CHARAKTER NASUNIĘOIA RAMZOWSKIEGO

W przebiegu nasunięcia ramzowskiego można wyróżnić trzy odcinki:

1) południowy między uskokiem Buśinskim a Vapenną 2) środkowy — między V apenną a Javornikiem i

3) północny — na bloku przedsudeckim.

Odcinek południowy o kierunku SW-NE nie budzi kontrow ersji z p u nktu widzenia jego przebiegu. K rystalinik Starego Mesta, a jak w y­

— 205 —

nika z przekroju podanego przez P. K v e t o n a (1951), również seria velkovrbenska są nasunięte na serię Branny. Zdaniem J. O b e r c a (1967) ten odcinek nasunięcia ramzowskiego jest skośny do B-lineacji w serii Branny, a równoległy do odnośnej lineacji nasuniętych mas p ro tero - zoicznych, co dowodzi nieco odmiennego, choć zbliżonego planu budowy obu serii, a więc i ruchów staroassyntyjskich i wczesnobretońskich.

Odcinek środkowy nasunięcia ramzowskiego o kierunku SE-NW w przybliżeniu zgodny z przebiegiem uskoku sudeckiego brzeżnego jest najbardziej interesujący i budził najwięcej kontrow ersji. E. B e d e r k e (1934) był zdania, że wygięcie nasunięcia ku NW jest pierw otne i zwią­

zane z brzegiem masy oporowej, jaką w czasie nasuw ania się Sudetów Zachodnich stanowiły gnejsy okolicy Doboszowic. Dalszy przebieg na­

sunięcia, które B e d e r k e nazywa moldanubskim, jest błędnie prze­

prowadzony, gdyż bezpośrednio na wschód od strefy Niemczy nie ma skał dewońskich. Błędność takiego ujęcia wykazała też H. D z i e d z i ­ c o w a (1966, s. 116) opierając się na kryteriach petrograficznych.

Szereg autorów idąc za myślami H. C l o o s a (1922, s. 96) uważało, że blok przedsudecki względem Sudetów jest przesunięty ku północnemu zachodowi. A utorzy ci przyjmowali, że fakt ten jest przyczyną wygięcia nasunięcia ramzowskiego ku północnemu-zachodowi (W. T h u s t 1927, s. 16; L. F i n c k h , G. G ó t z i n g e r, 1931, s. 80—81; K. Z a p l e t a l , 1950, s. 16— 17; J. S k a c e 1, S. V o s y k a , 1959, s. 22; J. S k a c e 1, 1963, s. 113).

Zdaniem J. O b e r c a (1967) na omawianym odcinku nasunięcia ram ­ zowskiego B-lineacja staroassyntyjsika (B eA) i wczesnobretońska (B eB) nie w ykazują reorientacji poziomej, co przeczy tezie C l o o s a o prze­

sunięciu bloku przedsudeckiego ku północnemu zachodowi, znaczna jest natom iast po wczesnobretońska reorientacja pionowa tych lineacji. Zapady ich dochodzą do 80° i są skierowane ku południowemu zachodowi. W y­

znaczają one skłon fleksury brzeżnej Sudetów między V apenną i Złotym Stokiem. Skrzydło podniesione tej fleksury stanowił przed pow staniem uskoku brzeżnego blok przedsudecki. Dzięki głębszej niż w Sudetach podewońskiej erozji bloku przedsudeckiego nasunięcie ramzowskie wzdłuż skłonu fleksuralnego cofa się ku północnemu zachodowi aż po okolice Javornika, tj. na odległość 17 km. Liczba ta przy przebiegu na­

sunięcia prostopadłym do B-lineacji oznacza więc m inim alną stw ie r­

dzoną am plitudę nasunięcia serii proterozoicznych Gór Złotych i Bial­

skich, które stanowią wczesnobretońską płaszczowinę typu „shear th r u s t”. Płaszczowina ram zowska lub Gór Złotych (J. O b e r c, 1967) zachowana jest lepiej n a leżącym, słabiej zerodowanym skrzydle flek­

sury, tj. w Sudetach. W prawdzie na polskim odcinku nie jest n a po­

wierzchni znane nasunięcie ramzowskie, mogłoby ono być stwierdzone wierceniam i jeszcze np. na terenie Starego Gierałtowa.

Na skutek silnej erozji bloku przedsudeckiego nie zachowały się wielkie m asy gnejsów synkliny Starego Gierałtowa — Nowych Vilemo- vic (J. O b e r c , 1966 a, s. 72) przynajm niej w strefie fleksury brzeżnej.

W okolicy Ja v o m ik a nasunięcie ramzowskie przebiega u podstaw y serii składającej się z przefałdowanych gnejsów typu gierałtowskiego, łupków łyszczykowych i amfibolitów, zawierającej też w trącenia serpentynitów , podścielającej antyklinorium Lądka-Travnej (J. O b e r c , 1966 b, s. 72).

Je st to stru k tu ra Javornika (J. O b e r c , 1967) zwana przez J. S k a- c e l a , S. Y o s y k ę (1959, s. 22) „śupiną” Javornika. Przypom inają one

■skały jednostki Starego Mesta, lecz są położone po północno-zachodniej stronie gnejsowej synkliny Starego Gierałtowa — Novych Vilemovic.

Dopiero w nadkładzie łupków antyklinorium Lądka — Travnej leżą wielkie masy gnejsów ciągnące się od Cierniaka przez okolice Hornich Hostie. Na bloku przedsudeckim na przedłużeniu tej m asy gnejsów w y­

stępują gnejsy w okolicy Doboszowic, które jednak różnią się znacznie pod względem s tru k tu r i tekstur.

Odcinek północny, tj. przedsudecki nasunięcia ramzowskiego znany był dotychczas jedynie z okolic Javornika (J. S k a c e l , S. V o s y k a , 1959). Podstawę płaszczowiny ramzowskiej stanowi tu stru k tu ra Ja v o r- nika, której cechą charakterystyczną jest przefałdowanie amfibolitów z gnejsami i łupkam i łyszczykowymi (por. przekrój 1). Za przedłużaniem się stąd nasunięcia ramzowskiego w okolice Ziębic i dalej ku północy przem aw iają następujące fakty: ___________________

Fig. 1. Schemat tektoniki obszarów granicznych m iędzy strukturą zachodnio- i wschodniosudecką. 1 — strefa łupków łyszczykow ych antyklinorium L ądka-Trav- nej; 2 — amfibolity; 3 — w arstw y z Branny; 4 — w arstw y z Jegłowej; 5 — granity m asyw u Zulovej, Wzgórz Strzelińskich, Górki Sobockiej; 6 — granodioryt jaw or­

nicki; 7 — B -lineacja; na polach granitu B -lineacja w enklaw ach szkieletowych;

8 — zapady B -lineacji powyżej 40° (na w iększych obszarach); 9 — nasunięcie ram zowskie; 10 — inne nasunięcia; 11 — usb uskok sudecki brzeżny; 12 — uskoki;

13 — skręt synklinalny fleksury brzeżnej Sudetów; 14 — elew acja Przeworna; 15 — w schodnia granica gnejsów synkliny Starego Gierałtowa — N ovych Vilemovic;

16 — granica państwa. Symbole: C — am fibolity Chałupek; D — jednostka Dobro- szowa; Db — gnejsy okolicy Doboszowic; G — jednostka Gościęcic; KG — granity okolic Kamiennej Góry; L — am fibolity Lubiatowa; LT — antyklinorium Lądka- -Travnej; Lu — am fibolity Lubnowa; Ł — am fibolity Łojowic; łK -W — obszar łupkow y Kamieńca Ząbkowickiego — W ilkowa W ielkiego; M — granity w okolicy M aciejowic; N — jednostka Nowolesia; Nd — granity okolic Nadziejowa; nG — nasunięcie Gościęcic; nK — nasunięcie Krzywiny; nN — n asunięcie Nowolesia;

nR — nasunięcie ramzowskie; O — am fibolity Osiny Małej; PD — uskok P om ia­

nowa Dolnego; PG — uskok Pom ianow a Górnego; S — granity okolicy Starowic;

sGV — synklina Starego Gierałtowa — N ovych V ilem ovic; sH — gnejsy strefy Hostie; sJ — struktura Javornika; SM — jednostka Starego Mesta; sN — strefa m ylonityczna Niemczy; W — granity okolicy Wigancic; w B — przypuszczalny prze­

bieg w arstw z Branny na bloku przedsudeckim; ZS — fyllity, łupki łyszczykow e, w apienie, gnejsy okolic Złotego Stoku.

Fig. 1. Schem e of tec'tonics of the m arginal zones b etw een the W estern and Eastern Sudetes Structures. 1 — zone of mica schists in the Lądek — Travna anticlinorium; 2 — am phibolites; 3 — Branna Beds; 4 — Jegłow a Beds; 5 — gra­

nites of the Zulova m assif, Strzelin Hills and Górka Sobocka; 6 — Javornik granites;

7 — B-linea'tion, in granitic areas B-lineation in skeleton enclaves; 8 — dips of B-linea'tion exceeding 40° (in larger areas); 9 — Ram zova overthrust; 10 — other overthrusts; 11 — usb — m arginal Sudetic fault; 12 — faults; 13 — synclinal tw ist of the m arginal flexu re of the Sudetes; 14 — elevation of Przeworno; 15 — eastern lim it of the gneisses of the Stary Gierałtów — N ove V ilam ovice syncline;

16 — territorial boundary. Symbols: C — Chałupki am phibolites; D — Dobroszów unit; Db — gneisses of th e D oboszowice district; G — G ościęcice unit; KG — granites of the K am ienna Góra district; L — Lubiatów amphibolites; LT — L ą­

dek — Travna anticlinorium ; Lu — Lubnów amphibolites; Ł — Łojow ice am phi­

bolites; łK -W — area of schists of Kam ieniec Ząbkowicki — W ilków Wielki; M — granites in the M aciejow ice district; N — N ow olesie unit; Nd — granites of the N adziejów district;' nG — Gościęcice overthrust; nK — K rzyw iny overthrust;

nN — N ow olesie overthrust; nR — Ramzova overthrust; O — amphibolites of Osina Mała; PD — fault of Pom ianów Dolny; PG — fault of Pom ianów Górny;

S — granites of the Starowice district; sGV — Stary Gierałtów — N ove V ilem o- v ice syncline; sH — gneisses of the zone of Horni Hośtice; sJ — Javornik struc­

ture; SM — Stare Mesto unit; sN — myloni'tic zone of Niemcza; W — granites of the W igancice district; w B — probable occurrence of the Branna Beds in the Fore-Sudetic block; ZS — phyllites, mica schists, lim estones and gneisses of the

Złoty Stok region.

S T R Z E L I N

761Z3 75E3

1$EB 77EZ3

10 E m 5 E 3

« a 7 ( S gR7^

5EZ]

«•“ ! s i . I ! 2 0 7ESS3

*/V ■e/f-w'

a) diaftoreza amfibolitów towarzyszących wschodniemu brzegowi wystąpienia gnejsów Doboszowic. L. R e m b o c h a (1961, s. 93) stw ier­

dził tu łupki aktynolitowe, które są diaftorytam i;

b) wystąpienie ciemnych fyllitów stwierdzonych wkopem na wschod­

nich zboczach izolowanego nie zalesionego pagórka położonego w od­

ległości 675 m na północny wschód od szczytu góry Łowacz (275). Strzępy w arstw z B ranny reprezentow ane przez czarne fyllity i szare kw arcyty wietrzejące różowawo stwierdził autor wkopami w odległości 700 m na północ od poprzedniego p u n k tu w miejscu zaznaczonym na m apie (L. F i n с к h, G. G o t z i n g e r , A. R o s i v a l , G. J ii 11 n e r) sym ­ bolem ph w pobliżu północnego brzegu mapy. Tutaj zostały one p raw ­ dopodobnie wyciśnięte na poprzecznej dyslokacji Pom ianow a Dolnego z dołu wśród amfibolitów;

c) wystąpienie gnejsów z w kładkam i amfibolitów na południe od Lipnik. Przypom inają one skały stru k tu ry Javornika;

d) wystąpienia am fibolitów w Osinie Małej n a południe od Ziębic, które są podobne do amfibolitów w śród gnejsów w stru k tu rze Javornika;

e) fyllity i k w arcyty na południe od P rzew orna (i na południe od elewacji Przeworna) przypom inają w arstw y z Branny. W pracy autora (J. O b e r c , 1966 b, s. 62) zostały one zaliczone do w arstw z Jegłowej.

W tym -.ujęciu nasunięcie ramzowskie na północ od elewacji P rzew orna byłoby przesunięte ku wschodowi w stosunku do południowego odcinka na południe od te j elewacji;

f) być może, do stru k tu ry Javornika należą am fibolity nawiercone pod osadami trzeciorzędu w Łojowicach (J. В e h r, O. T i e t z e, 1919, s. 43).

Wymienione p u n k ty oraz niewątpliwe nasunięcie ramzowskie w Ja - vorniku leżą na jednej linii zbliżonej do kierunku północnego. Z w y ją t­

kiem Javorni!ka oraz punktów b i e nie są znane w arstw y z Branny.

Grubość osadów trzeciorzędu i czw artorzędu nie pozwala na przebicie ich wkopami. Niewątpliwie jednak nasunięcie ramzowskie przebiega na wschód od krystaliniku strzelińskiego. Dowodzi tego inne, bardziej p rzy ­ brzeżne niż w w arstw ach B ranny wykształcenie facjalne dew onu re p re ­ zentowanego we Wzgórzach Strzelińskich przez w arstw y z Jegłowej (J. O b e r c , 1966 b, s. 50).

Tak pojęte nasunięcie ramzowskie oraz am fibolity na przedłużeniu s tru k tu ry Javornika na odcinku przedsudeckim oddzielają granity Zulo- vej od krystaliniku strzelińskiego, w którego obrębie w ystępują również granity. Ostatnie ku północy znane dotychczas w ystąpienie granitów 2 u - lovej na powierzchni znajduje się koło Wigancic n a wschód od Ziębic.

Na tej podstawie na mapie załączonej do pracy zostało zaznaczone n a ­ sunięcie ramzowskie tej okolicy na zachód od owych granitów. Ścina ono pod ostrym kątem B-lineację w m asach nasuniętych odw rotnie jak na odcinku sudeckim, gdzie jest do niej równoległe.

STRUKTURA WSCHODNIOSUDECKA NA ZACHÓD OD NASUNIĘCIA RAMZOWSKIEGO

W okolicach Strzelina znane były od dawna utw ory dewońskie (E. B e d e r k e , 1935). Prócz kwarcytów, łupków kw arcytow ych i m eta- konglom eratów zaliczano do nich skały wapienno-krzem ianowe m asyw u

G rom nika należące w rzeczywistości do proterozoiku oraz fyllity w oko­

licy Przew orna. P rzy takim ujęciu te j serii widział E. B e d e r k e po­

dobieństwa do dewonu wschodniosudeckiego.

Ostatnio utw ory dewońskie wzgórz strzelińskich opisał autor (J. O b e r c , 1966 b) jako w arstw y z Jegłowej podkreślając cechy tych utw orów upodabniające je do dewonu wschodniosudeckiego i te, które je różnią. Pozwoliło to na wprowadzenie nowego ogniwa straty graf iczno- -facjalnego.

Podobnie jak w innych regionach wschodniosudeckich dewon strze- liński spoczywa niezgodnie na zgradowanych do poziomu facji amfiboli- towej seriach proterozoicznych gałęzi śnieżnickiej (wschodniej) góro­

tw oru staroassyntyjskiego, tj. na gnejsach i łupkach łyszczykowych z w kładkam i kwarcytów, wapieni, skał waipienno-krzemianowych oraz amfibolitów. Z seriami tym i jest tu ta j intensyw nie przefałdowany (prze­

krój, fig. 3).

Najniżej położona jest jednostka Dobroszowa. Na proterozoiku do niej należącym spoczywają w arstw y z Jegłowej, okolicy te j miejscowości, Nowolesia, wzgórz Miecznik i Skalnik oraz w ew nątrz łu k u wyznaczonego przez przebieg skał wapienno^krzemianowych. Na serię tę nasunięte są gnejsy jednostki Nowolesia, której wyższe partie są zbudowane z w arstw z Jegłowej, okolic K uropatnika, Dębnik i Nowiny. Szerokość pół-okna, w którym spod jednostki Nowolesia w yłaniają się w arstw y z Jegłowej, jednostki Dobroszowa, mierzona prostopadle do przebiegu B-lineacji w y­

nosi 4 km. Do południowo-wschodniego brzegu jednostki Nowolesia jest dalsze 4,5 km. Minimalna stwierdzona am plituda nasunięcia jednostki Nowolesia wynosi ok. 8 km. Zbudowana z gnejsów bez osłony dewoń­

skie j najwyższa w budowie Wzgórz Strzelińskich jednostka Gościęcic spoczywa na jednostce Nowolesia. Mierzona w podobny sposób szerokość pół-okna wynosi 9 km, a po brzeg .południowy nasunięcia Gościęcic około

11 km. Rzeczywiste am plitudy przed głęboką erozją górotw oru były chyba nie mniejsze niż 20 km.

Przedstaw iona stru k tu ra Wzgórz Strzelińskich przecięta jest równo­

leżnikowo przebiegającą elewacją Przew orna, diagonalną w stosunku do osi stru k tu r tektonicznych. Na północ od niej B-lineacja w seriach staro- assyntyjskich i dewońskich zapada ku północnemu wschodowi, na po­

łudnie od niej głównie k u południowemu zachodowi. Ta tendencja pa­

nuje aż po gnejsy Doboszowic włącznie.

G ranit w aryscyjski strzeliński na dużych terenach autochtoniczny (J. O b e r c , 1966 b, s. 137) rozwija się kosztem wszystkich wymienionych jednostek tworząc główną strefę o przebiegu południkowym.

Niezmiernie ważny jest fakt, że jednostka Nowolesia zanurza się ku SSW pod jednostką Gościęcic, do której należy krystalinik między Niemczą a Strzelinem. P rz y znacznej am plitudzie nasunięcia tej jednostki w podłożu proterozoiku okolic Kamieńca Ząbkowickiego należy oczeki­

wać w arstw z Jegłowej. Ponieważ w arstw y z B ranny na odcinku Sude­

tów nie stanowią ogniwa Sudetów Wschodnich osadzonego najbliżej zachodniego brzegu geosynkliny starow aryscyjskiej, nie jest zatem w y­

kluczone, że owa brzeżna facja reprezentow ana n a bloku przedsudeokim przez w arstw y z Jegłowej w ystępuje i tu taj pod nasuniętym i m asam i proterozoiku bliższych i dalszych okolic Złotego Stoku.

Je st to jedno z nie rozwiązanych zagadnień stosunku stru k tu ry za­

chodnio- do wschodniosudeckiej.

— 209 —

4 Rocznik tom XXXVIII

NWВ/и WODA JAVORNICKY P.. SKORQSfcE

M >> >» В fi >>

а д % й > , . £

й 57.2 ‘C > °

" А Й З . о й I tuo о С Й М

2 ^ - N 1 Ц • ■> ■sf biO^j I,М

03 й л ft

й л I «

Ś » I ° i

s a 051 ■a I

I " ь й

^ a s

O 1) й • -

^ ^ й л! n ® и cd ^ ^ P ■+*

4 iS О г-н Ь£) M

| ^m~.8 8S з g i ё£ ^

H £ > .0 3 О w о ° ° W - a?

£ . 3 2 5

S * g &‘g w

^ * 1 Г § я З

5 ° и Ti

I « £ 3 I • -

S 3 B e

<N

$ 2 д _{Й CJ}

t/i cC т З

1G cd

I I

«Г* g § 3*1*7

4 d .

й " t- и й cd

6 ©

§ . 2 N

^ U „ V

O 2 с" - 1 - 3

l-s

OT o

•M><5

• a s o >

I T3Ф rrs ^

03 iJ

O 44

Й °w w m 0) GbJO o

>“Эcd

0) Л

>

o g н ё ' о

С cd 3 й i - U .

•+^> o £>

M -^ ■ •

0)

Й Й 8

w T3 W

O) <D

I “ Si o >

I X! O

00 Ё Й

. . >>

СЯ -o£ -4-J i

11

a ą g f l ?

3 ' ^ СЯ

ffi'Sl 1 j j . s_й М й ^ ^ О Ь О » Й й О 60 - ... g Й O Cl) ^ и UJ О ? . Н Й > о г*и О »—ł ■'—> —« -J bf) й >, Ё £ Ф чз N § й •£ cd г8

° Й Й ) £ ° ^

ГД М 5 -LJ

гй I Й 73

t j -W £ > Й h g

> > о т ^

& а .. й и ° 3 и ~й i I

г*Н »^Н £н I

£* , м 3 1

О 1 Ó W с/з

•*4 +"* , СЛ

С со м

гтз О I * » у У . (1) .r-ł

^ 57 rvi *2 >м

R c n H « °

а > ^{л ■■}г ^ И

ca S->>.SJ о й Й :й Л! « -g

i й и g .у

^ ей ^ ^ ей й

■Р T f г>) N и

" я-5Ь Ё " W

^ J cd о 3 И >, ™ .a* t»

Ёа ш S'S

> , § д .9J й н

5“.3 >> о и

я 5 ^ .sr s

Ч S d й

2 ЁN.SM >

■“ ■ Cd

лГ й

> 3

> от 5 cd

>>

от

^ 41

§ Ь ^ ^ьо

“ а | | “ |

к© s N ,г^

° ^ г о я щ л! rSs,_' й тй

"аЗ о " > w

N fe —i .‘rt ей . «

t< 5 ^ о

^ S f l E j - s

- Г s s i

E x ? i

Г-d Vk ) *i—s M ^

— 211 —

STOSUNEK JEDNOSTEK OBSZARU SUDECKIEGO I PRZEDSUDECKIEGO W STREFIE GRANICZNEJ SUDETÓW WSCHODNICH I ZACHODNICH

Stosunek jednostek obszaru sudeckiego i przedsudeckiego na obszarze om awianym nie może być w tej pracy dostatecznie wyjaśniony. Teren przedsudecki jest odsłonięty znacznie słabiej, skały krystaliczne poja­

w iają się tu w formie wyąp spod trzecio- i czwartorzędu. Granice w y­

dzieleń stratygraficznych wyższego rzędu mające w Sudetach przebieg SW-NE przebiegają tu w przybliżeniu południkowe podobnie jak w ste­

czne nasunięcie asturyjskie między w arstw am i w V rbna a andelohor- skimi w Sudetach Wschodnich. Je st to zapewne wynikiem wpływu fazy asturyjskiej. Jednakże B-lineacja z w yjątkiem niektórych stref, gdzie przebiega południkowe, m a tu w zasadzie przebieg SW-NE.

0 1 2 skm

Fig. 3. Przekrój geologiczny przez Wzgórza Strzelińskie. 1 — łupki łyszczykow e;

2 — skały w apienno-krzem ianow e; 3 — gnejsy strzelińskie; 4 — w arstw y z Jegło- wej; 5 — w arstw y z Branny; 6 — granity strzelińskie; 7 — skały alkaliczne trzecio­

rzędu. Symbole: D — jednostka Dobroszowa; G — jednostka Gościęcic; N — jed­

nostka Nowolesia; nG — nasunięcie Gościęcic; nN — nasunięcie Nowolesia; nR — nasunięcie ramzowskie; sB — synklinorium Branny; sJ — struktura Javornika Fig. 3. Geological cross-section of the Strzelin Hills. 1 — mica schists; 2 — calca- reo-siliceous rocks; 3 — Strzelin gneisses; 4 — Jegłow a Beds; 5 — Branna Beds;

6 — Strzelin granites; 7 — alkaline Tertiary rocks. Symbols: D — Dobroszów unit;

G — Gościęcice unit; N — N ow olesie unit; nG — Gościęcice overthrus't; nN — N o - w olesie overthrust; nR — Ram zova overthrusit; sB — Branna synclinorium; sJ —

Javornik structure

Główną przyczyną trudności nawiązań jednostek obu w ym ienionych w ty tu le rozdziału obszarów, mimo że leżą one n a swoim przedłużeniu, jest głębsza erozja obszaru przedsudeckiego przy istnieniu płaskich n a- sunięć oraz obszarów synklinalnych zbudowanych z gnejsów. Fakt, że synklina Starego G ierałtow a — Novych Vilemovic z eklogitami i g ra n u - litam i w jądrze 'nie m a przedłużenia na bloku przedsudeckim (o czym wyżej wspomniano), dowodzi w oparciu o przekrój 1, że erozja bloku przedsudeckiego przynajm niej w pobliżu uskoku sudeckiego brzeżnego jest głębsza nie m niej niż o 2,5 km w stosunku do Sudetów.

Podobnie głęboko zerodowana jest strefa gnejsowa Hornich Hostie i dalej na W położone jednostki. Wobec tego na bloku przedsudeckim wśród odpowiedników jednostek sudeckich możemy odnaleźć jedynie antyklinoria i ich skrzydła, np. gnejsy strefy Hornich Hostie. N ajlepiej zaznacza się tu więc północne przedłużenie stru k tu ry Javornika, które da się prześledzić, aczkolwiek fragm entarycznie, przynajm niej do Osiny Małej. Prawdopodobnie ich przedłużeniem są wspomniane wyżej am fi- bolity nawiercone w Łojowicach. Tak pojęta s tru k tu ra Javornika sta­

nowi na bloku przedsudeckim jądro płaszczowiny ramzowskiej.

Jeśli przedłużeniem stru k tu ry Javornika są amfibolity okolic Chału­

pek, a gnejsy Doboszowic odpowiadają gnejsom Hornich Hostie, to m ię­

dzy nimi brak łupków łyszczykowych — odpowiedników antyklinorium Lądka — Travnej. Zjawisko to może być spowodowane przechodzeniem zjawisk granityzacji do innego poziomu (głębszego niż w Sudetach), co doprowadziło do w yparcia łupków między tym i dwoma jednostkami.

Porów nanie m iędzy Sudetam i i blokiem przedsudeckim S u d e t y B l o k p r z e d s u d e c k i

2 i ca3 fi M

^ ^ CD

M O ® 3 a 12

u u £

•e ca "3

W N

MCO_W

^ S -

CC 8 ~

C ^{t ,} ^

»rH S O

fe s >>

5 O «N ^ O _N

OTca

£

ca ó

54 -2 ca

-3 ^

5 T3 o

° ii

S ^ 'H

^ u 3

M OT OT

Mylonity złotostockie, sjenity fy llity (fyllonity) złotostockie z wkładkam i gnejsów (np. g n ej­

sy Haniaka) Granodioryt Javornicki

? gnejsy strefy Hornich H o­

stie

Dotychczas nie rozpoznane Brak

Łupki łyszczykow e zachodnie­

go skrzydła antyklinorium Ląd- ka-Travnej

Am fibolity i gnejsy struktury Javornika

Łupki wschodniego skrzydła antyklinorium Lądka-Travnej

Gnejisy synkliny Starego G ie- = zerodowane rałtowa — Novych V ilem ovic

Łupki łyszczykow e, gnejsy i = zerodowane am fibolity strefy Starego Me-

sta

Seria Velkovrbenslka — zanika = brak ku NE już w Sudetach

= strefa N iem czy z sjenitami, łupki łyszczykow e m iędzy K a­

m ieńcem Ząbkowickim a W il­

kowem W ielkim z w kładkam i gnejsów

= odpowiedniki nie zidentyfiko­

w ane

= ?gnejsy Doboszowic, gnejsy jednostki Gościęcic,

gnejsy jednostek Dobroszowa i Now olesia

= w arstw y z Jegłowej jednostek j

Dobroszowa i N ow olesia

= granity strzelińskie

= brak odpowiedników; być może uległy granityzacji

= am fibolity i gnejsy Chałupek, Lipnik, am fibolity Osiny Małej Łojowic ?

= zerodowane

cd iŁ_ł CTJ

3 fi M

+-■ T3

Jś o3 ^3 u u

Ul N u0)

T3p

W arstwy z Branny

Brak na powierzchni

Cd O

«i-ł .

3 ą 2 +; ■o ^o 9

2 ^ -o

^ o ^ Ul ^ t/5

COfi ,

—i ca

° S

N 5

° oN S ca £

& ca

S-i

= w arstw y z Branny w J a v o m i- ku, fy llity i k w arcyty w e w k o- pach na NE od góry Łowacz, f y l­

lity i kw arcyty na S od P rze­

worna

= granit Zulowej

£ .2 ca 3 fi M 5 ij y S o £ z u ° 3V, 13 ot ^ot

W

Między gnejsam i Strzelina i Doboszowic jest szeroko rozprzestrze­

niony czwartorzęd, pod którym budowa geologiczna nie jest znana. Uza­

sadnienie łączności obu tych obszarów gnejsowych musi opierać się na fakcie, że jeden i drugi po stronie zachodniej m ają strefę łupkową między Wilkowem Wielkim a Kamieńcem Ząbkowickim. W takim ujęciu gnejsy z Doboszowic obcięte od południowego zachodu uskokiem Pom ia-

— 213 —

nowa Górnego mogą swoją pozycją odpowiadać gnejsom jednostki Go­

ścięcic, choć brak między nimi podobieństwa stru k tu r i tekstur. Gdyby istniały uskoki o znaczniejszej am plitudzie i podniesionych skrzydłach południowych, między tym i obszarami gnejsowymi mielibyśm y nowe komplikacje w budowie geologicznej tego obszaru.

Różnice między blokiem przedsudećkim a Sudetam i n a badanym od­

cinku zaczęły się zaznaczać po pow staniu nasunięcia ramzowskiego. Zda­

niem H. C l o o s a (1922, s. 97) najsilniej erozja niszczyła blok przed- sudecki w mezozoiku.

Reasum ując możemy przeprowadzić następującą paralelizację stref serii skalnych i jednostek tektonicznych Sudetów i bloku przedsudec- kiego na wschód od strefy Niemczy. Paralelizacja dotyczy pozycji tekto­

nicznej jednostek, nie ich wykształcenia petrograficznego.

K at ed ra Geologii Fizycznej Uniwersytetu Wrocławskiego

WYKAZ LITERATURY REFERENCES

B e d e r k e E. (1929), D ie Grenze von Ost- und W estsudeten und ihre Bedeutung fiir die Einordnung der Sudeten in den Gebirgsbau Mitteleuropas. Geol. Rdsch.,

Bd. 20.

B e d e r k e E. (1934), Sudetenrand und Eulengneisproblem (Vom D eutschen Os'ten) Veróff. Schles. Ges. Erdk. H. 21 Breslau.

B e d e r k e E. (1935), Verbreitung und Gliederung des Devons in den Ostsudeten.

Zbl. f. Miner., Abt. B.

B e h r J., T i e t z e O. (1919), Geologische K artę von Preussen 1:25.000, Blatt Marienau.

C 1 o o s H. (1922), Der Gebirgsbau Schlesiens und die Stellung seiner Bodenschatze, Berlin.

D z i e d z i c o w a H. (1966), Seria łupków krystalicznych na w schód od s'trefy N iem ­ czy w św ietle nowych badań (The schist series east of the N iem cza zone in the light of new investigations). Z geologii Ziem Zachodnich, PWN, Wrocław.

F i n c k h L., G ó t z i n g e r A. (1931), Erlauterungen zur geologischen Kartę des Reichensteinergebirges. Wien.

F i n c k h L., G ó t z i n g e r A., R o s i v a l A., J . u ' t t n e ' r G. (1931), Geologische Kartę des Reichensteinergebirges, des Nesselkoppenkam m es und N eisse Vor- landes. Wien.

K o 1 b 1 L. (1930), Uber den geologischen Bau der Sudeten. Zbl. Mineral. Abt.

B. H. 11, Stuttgart.

K r e t s c h m e r F. (1897), D ie Graphitablagerungen bei Mahr. A ltstadt-G olden- stein. Jb. Geol. Reichsamt, Bd. XLVII. Wien.

K v e t o ń P. (1951), Stratigrafie krystalinickych serii v okoli severom oravskych grafi'tovych lożisek (Stratigraphy of the Crystalline Series in the N eigh­

bourhood of the Graphitic Deposits of Northern Moravia). Sborn. Ustfed. Ust.

Geol. Sv. 18, Praha.

M i s a r Z. (19610), Aberm als uber die geologische Grenze zw ischen den Ost- und W estsudeten und iiber die sogenanhte moldanubische U berschiebung in diesem Gebiet. Neues Jb. Geol. Pal. nr 4.

O b e r c J. (1957), Zmiany kierunków nacisków górotwórczych w strefie granicz­

nej Sudetów Zachodnich i W schodnich (Directions of orogenic stresses in the border zone of Eastern and Western Sude'ten). Acta geol. pol., 7, Warszawa.

4 Rocznik PTG t. XXXVIII, z. 2—3

O b e r c J. (1966 a), Górotwór staroassyntyjski na Dolnym Śląsku (The Early A ssyntic orogene in Lower Silesia). Z Geol. Ziem Zachodnich. PWN, Wrocław.

O b e r c J. (1966 b), Geologia krystaliniku Wzgórz Strzelińskich (Geology of cry­

stalline rocks of the Wzgórza Strzelińskie Hills, Lower Silesia). Studia geol.

vol. 20.

O b e r c J. (1967), Fleksura brzeżna Sudetów i stanow isko tektoniczne krystaliniku Gór Rychlebskich (Randfleksur der Sudeten und tektonische Lage des Grund- gebirges der R ychlebske Hory). Casop. min. geol. sv. 12.

S k a c e l J.; V o s y k a S . (1959), Prehled geologie Rychlebskych hor (Geologische Ubersicht des Reichensteiner Gebirges). Rychlebske Hory Qpava.

S k a c e l J. (1963), Geologie krystalinika a rudnych vysk itu v e stredni ćasti R ychlebskych Hor (Die Geologie des K ristallins und der Erzvorkommen im m ittleren Teil von R ychlebske Hory (Reichensteiner Gebirge)). Sborn. geol.

ved. Geologie. Rada G. sv. 3.

S u e s s F. E. (1912), D ie moravischen Fenster und ihre Beziehung zum Grund- gebirge des Hohen Gesenkes. Dtsch. Akad. Wiss., math-nat. Klasse. Bd 88. Wien.

T h u s t W. (1927), T ektonische U ntersuchungen an der Grenze von O st-W estsude- ten. D issertation Breslau.

Z a p l e t a l K. (1950), Prehled geologie Slezska (Geology of Silesia). Slez. Stud.

tJstav. v Opave. Opava.

SUMMARY

A characteristic feature of the Eastern Sudetes is an Early B retonian folding of the Proterozoic Series together w ith the metam orphosed Lower and Middle Devonian. The folds formed at this time are directed SW—NE and are inclined tow ards the SE. The Devonian deposits are followed by the Lower Carboniferous developed as geosynclinal facies.

On the o th e r hand, in the W estern Sudetes the Eocambrian and the whole Lower Palaeozoic are present. The Lower Devonian of the Bardo Mountains is preceded by the S ilurian; th e Upper Devonian, and in the Jested Mts. the Middle Devonian, are tranisgressive. The older m em bers of the Low er Carboniferous are developed as molasse and th e younger ones as flysch. The Proterozoic deposits of both areas are similar.

It has been assumed th a t the boundary betw een the W estern and Eastern Sudetes is the Ramzova o v e rth ru st at the top of th e Devonian B ranna Beds (F. E. S u e s s , 1912). However, it has been assumed r e ­ cently th a t this lim it is expressed eith e r by the Vacetyn o v erth ru st dividing th e Proterozoic series of Velke Vrbno and th e crystalline series of S tare Mesto, or by th e contact betw een th e gneisses of the Złote (Rych- lebskie) M ountains and the Proterozoic rocks of S tare Mesto (J. S v o - b o d a, 1961).

B e d e r k e (1929) thought th a t in the Fore-Sudetes block the Ram ­ zova overthrust, called by him th e M oldanubian ov erth ru st, extends along the border of the Sudetes as far as the environs of Złoty Stok and from there on northw ards, parallel to th e eastern border of the mylonitic zone of Niemcza, though the Devonian is absent there. It is assumed in the present paper th a t the limit betw een the W estern and E astern Su­

detes is th a t betw een the w estern zone of the Eastern Sudetes Devonian and the Proterozoic rocks o verthrust from W and NW.

— 215 —

COURSE AND CHARACTER OF THE RAMZOVA OVERTHRUST

In the southern area, in the Proterozoic series of S tare Mesto and Velke Vrbno (P. K v e t o f i , 1951) th ru st over th e Devonian of the Bra-n- na Beds, the B-lineation is parallel to the border of the overth ru st and oblique in relation to the B-lineation in the B ranna Beds.

Betw een V apenna and Złoty Stok, along the border of the Sudetes in the Devonian and Proterozoic rocks, the B-lineation dips to the SW reaching in some places an angle of 80°. The increasing values of th e dip occur in the slope of the m arginal flexure of the Sudetes. Its uplifted p a rt was the Fore-Sudetes block, which only in the younger T ertiary w as lowered along the m arginal Sudetes fault, developed in the slope of the m arginal flexure. In th e area dealt w ith here, the Ramzova over­

th ru st recedes tow ards th e NW as far as Javornik. This phenom enon appears to be due to intersection and is connected w ith the erosion in th e uplifted p a rt of the flexure. The p a rt of the o v e rth ru st betw een Vapenna and Javornik, 17 km long and perpendicular to the B-lineation, is the m inim um observed am plitude of th e Ramzova overthrust.

It has some features of a nappe form ed by low angle faulting and it is b etter preserved in the lowered p a rt of the flexure, i. e. in the Sudetes. This is the Ramzova Nappe (J. O b e r c, 1967). B e d e r k e’s opinion concerning the original curving of the overthrust does not account for th e lack of lineation parallel to it and w ith the absence of the Devonian deposits im m ediately to th e E of the zone of Niemcza, w here th e o v erth ru st w as placed by this author.

The basis of th e o v e rth ru st in the Fore-Sudetes block is the stru ctu re of Javornik, consisting m ainly of gneisses and amphibolites; this stru c­

tu re is covered by the anticlinorium of Lądek-Travna, consisting 1 of Proterozoic schists. The tectonic u n it of S tare Mesto and the imm ense masses of gneisses of th e S tary G ierałtów —Nove Vilemovice syncline w ere here eroded. This m eans th a t th e erosion of th e Fore-Sudetes block reached 2,5 km deeper th a n in the Sudetes. The overthrust, as indicated in th e enclosed map, ru n s tow ards Ziębice and possibly Łojowice, w here am phibolites w ere found in boreholes (J. B e h r, O. T i e t z e, 1919). The B ranna Beds covered by th e Javornik stru ctu re over w hich th e Ramzova Nappe is here thrust, are known from several localities: Jav o rn ik (E. B e d e r k e, 1929; J. S k a c e 1, S. V o s y k a, 1959), and in two trenches to th e NW of th e Łowacz M ountain and to th e SE of P rz e­

worno; the la tte r occurrence w as known to E. B e d e r k e (1935). The B-lineation in the o v erth ru st masses is oblique to the border of the nappe. In addition, the area is covered by thick T ertiary and Q uaternary deposits.

EASTERN SUDETES STRUCTURE W. OF THE RAMZOVA OVERTHRUST

In the neighbourhood of Strzelin, as in the Eastern Sudetes, the De­

vonian deposits (Jegłowa Beds — J. O b e r c, 1966) are folded together w ith the Proterozoic series. The stru ctu re of the Strzelin Hills consists of th ree units, the two upper ones being recum bent folds of great am pli­

tude. The cores of these units are -built of th e Proterozoic rocks, and th e ir upper p a rts of th e Jegłowa Beds. The whole is secondarily folded forming a complicated dome (anticline) w ith its long axis directed

4«

s: i/i

<L>

-ł-J

O CU

TD

£3CO3

D _C3

o Sh

<L>

- so k/ⁱ

o0) £ H

cfi

.5ćd

CJ

o* *

cd ^

£ .2

cd w

> J?

O oN 73

s -5

cd >>

t t £

<u

'HO

r*HN

Comiparison betw een th e Sudetes and the ForenSudetic Block S u d e t e s F o r e - S u d e t i c B l o c k Złoty Stok m ylonftes, syenites,

Złoty Stok phyllites (phylloni- tes) w ith intercalations of gneisses (e.g. H aniak’s gn eiss­

es)

Javornik graniodiorite

?gneisses of the zone of Horni Hośtice

Unknown Lacking

= Zone of Niem cza w ith sy en i­

tes, m ica schists betw een K a­

m ieniec Ząbkowicki and W iikow W ielki w ith intercalations o f gneisses

= unknown

= ? gneisses o f Doboszowice, gneisses of the G ościęcice Unit, gneisses of 'the D obroszów and N'owolesie Units

= Jegłow a Beds of the Dobro­

szów and N ow olesie Units

= Strzelin granites

Mica schists of the w estern = lacking possibly due to grani- lim’b of th e L ądek-Travna anti- tization

clinorium

Am phibolites and

■the Javornik uni't

gneisses of = Am phibolites and gneisses of Chałupki, Lipniki, am phibolites

of Osina Mała, L ojow ice ? eroded

Schists of th e eastern limb of the Lqdek-Travna aniticlino- rium

Gneisses o f the Stary Gieral- = eroded tow — N ove V ilem ovice syn -

cline

Mica schists, gneisses and am -

phiboli'tes o f th e Stare Mesto = eroded zone.

V elke Vrbno series — disap- = lacking pearing towards NE already in

the Sudetes

£3 <D£-1

* 8 S

•a a ** T3£ «

o <v o 54> ^

£ co

-4Jo<D Eh

as>

8 ecd PS

cu

<u

-4-»

cd _ CO

W V

O

0)0*

04

£

ao

■4Jo

<D

£3_U 0)C/3

Wcd

<D 4)

^3 %

«h cn

Branrna beds

Not exposed

= Branna beds from Javornik phyllites and quartzites in the excavations to th e NE of 'the Łowacz Mt., phyllites and qu­

artzites to the S of Przeworno.

= Zulova granite

c

<L>

o o>

H «g w

SW—NE and crossed diagonally by the elevation of Przew orno directed W—E. The lowest unit, th a t of Dobroszów, has features of the dome.

The Jegłowa Beds of this fold, outcropping also in the q u a rry of

— 217 —

quartzitic schists in Jegłowa, are o v e rth ru st by the u n it of Nowolesie, whose am plitude is ca. 8 km. Its Devonian cover is preserved near K u- ropatnik and Nowina. The upperm ost unit, th a t of Gościęcice, devoid of a Devonian m antle, is form ed from the Gościęcice and Bożnowice gneisses and possibly also of the Doboszowice gneisses, and has an am plitude of ca. 11 km. This is the lowest unit of the W estern Sudetes in this area.

The S trzelin granite does not join the granitic massive of Zulova. It is directed N—S and it cuts through both the E astern Sudetes S tructure and the gneisses of the Gościęcice unit. This granite is autochthonous over great areas (J. O b e r e , 1966).

A p a rt of the E astern Sudetes S tru c tu re lies still to th e W of the Ramzova o verthrust. T herefore it should not be considered as the lim it betw een the W estern and Eastern Sudetes in the Fore-Sudetes block.

It cannot be excluded th a t in the m ountains also beds corresponding to th e Jegłow a Beds will be found developed as a m arginal facies of the E astern Sudetes Devonian.

RELATION BETWEEN THE UNITS OF THE SUDETES

AND FORE-SUDETES AREAS IN THE BORDER ZONE OF THE EASTERN A N D WESTERN SUDETES

The lim its of th e m ajor geological units are directed SW—NE in the Sudetes, and almost N—S in the Fore-Sudetes block. The correlation of th e units of these regions is som ewhat difficult though they follow one another laterally. This is also due to the deep erosion of th e Fore- -Sudetes area together w ith th e alm ost horizontal overth ru stin g of the Ramzova Nappe and th e presence of a syncline form ed of gneisses. Thus in th e Fore-Sudetes area th e unit of S tare Mesto and th e syncline of S ta­

ry G ierałtów — Nove Vilemovice w ere eroded. On the o th e r hand the deep anticlines have been preserved; th e am phibolites and th e gneisses of th e stru ctu re of Javornik are represented in the Fore-Sudetes block in th e environs of Chałupki, Lipniki, Osina Mała and Łojowice. They form the floor ben eath th e Ramzova nappe. It seems th a t the gneisses of the zone of Horni Hostice correspond to th e gneisses from Doboszowice and from Strzelin, th e phyllonites and gneisses from Złoty Stok to the series of schists betw een Kamieniec Ząbkowicki and Wilków Wielki, and th e m ylonites and syenites from Złoty Stok to the m ylonitic zone of Niemcza, including the syenites. In all these cases th e analogy is geological and not petrographical.

D e p a rt m en t of Physical Geology U n iv er sit y of Wr oc law

January , 1967

translated by S. Gąsiorowski