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 É T É G É O L O G I Q U E D E P O L O G N E
v o l . L — 2: 209—246 K r a k ó w Ш 0
J ó z ef Krokow ski *
TEKTONIKA PIĘTRA WARYSCYJSKIEGO REJONU DĘBNICKIEGO W ŚWIETLE BADAŃ
DROBNOSTRUKTURALNYCH
(19 mg.)
Variscan tectonics oj the Dębnik region (South Poland) in the light of mesoscopic studies
(19 Figs.)
WSTĘP
O b s z a r b a d a ń
Badania drobnostrukturalne przeprowadzono na obszarze w ystępow a
nia utworów piętra waryscyjakiego w rejonie dębnickim (fig. 1). U tw ory paleozoiczne tego rejonu są najstarszym odsłoniętym fragm entem epika- ledońskiej platform y (Znosko 1970, Bogacz 1977) północno-wschodniego obrzeżenia Górnośląskiego Zagłębia W ęglowego. Fundament platform y budują utwory staropaleozoiczne znane z licznych w ierceń wykonanych w obrębie strefy zwanej w literaturze grzbietem lub pasmem dębnicko- -siewierskim (Zaręczny 1894, Grzybowski, Wójcik 1909, Nowak, Zerndt 1935, Bukowy 1961, 1964, 1974), strefą Kraków— M yszków (Siedlecki 1962) lub ryglem krakowskim (Ney 1968). Utw ory dewońsko-karbońskie piętra w aryscyjskiego tworzą pokrywę platform y. U kształtow ane one zo
stały pod w zględem strukturalnym w trakcie ruchów orogenezy w ary- scyjskiej.
Paleozoik dębnicki wchodzi w skład struktur wału metakarpaćkiego (Nowak 1927, Tokarski 1958) i kontaktuje od południa, wzdłuż strefy dyslokacyjnej Kraków— Będziin z zapadliskiem przedkarpackiim (Bogacz
1967).
* Instytut G eologii d Surow ców M ineralnych AGH, 30—059 K raków, al. Mic
kiew icza 30
M ETODYKA B A D A Ń
Na stosunkowo dobrze odsłoniętym obszarze badań opracowano pra
wie wszystkie odkrywki sztuczne i naturalne. W yniki badań opracowano statystycznie i zestawiono w postaci diagramów punktowych i konturo
w ych w projekcji równopowierzchniowej. Diagramy konturowe w ykona
no metodą Schmidta za pomocą krążka obliczeniowego jednoprocen- towego. Przy wyznaczaniu kierunków średnich oraz osi fałdów i prze
gięć stosowano również metodę wektorową Fishera-W atsona (Fisher 1953, Watson 1956 a, b, 1960, 1966). Zgodnie z sugestiam i Crudena i Charles- wortha (1972, por. też W hitten 1969, Charlesworth et al. 1976) posiada ona znaczne zalety w stosunku do innych metod o podobnym znaczeniu strukturalnym. W szystkie obliczenia przeprowadzone były metodą ma
cierzową (Watson 1966, Schuenem eyer at al. 1972) na m aszynie cyfro
wej ODRA 1304 w Centrum Obliczeniowym AGH.
Stosowana w niniejszym opracowaniu symbolika tektoniczna przejęta została z pracy Jaroszewskiego (1974). Proste układy pól naprężeń rozu
miano zgodnie z Andersonem (1951).
Pragnę złożyć gorące podziękowania Doc. dr inż. K. Bogaczowi za wprowadzenie w podjęty temat, w nikliw e uw agi i dyskusje w trakcie jego opracowania oraz ciągłą naukową opiekę związaną z licznym i w y jazdami terenowym i. Składam również serdeczne podziękowania Prof.
dr habil. S. Alexandro w ieżowi, Doc. dr habil. W. Jaroszewskiem u i Doc.
dr inż. S. W ęcławikow i za przejrzenie maszynopisu i liczne cenne uwagi dotyczące problem atyki geologicznej.
ODKSZTAŁCENIA CIĄGŁE
P o ł o ż e n i e w a r s t w
Rozkład położenia warstw (fig. 2) dewonu i karbonu dolnego (po łup
ki m iękińskie) wskazuje na niehom ogeniczność budowy geologicznej pię
tra waryscyjskiego w rejonie dębnickim. Geometrycznie wyróżnić można trzy system y odkształceń ciągłych Fb F2 i F3. Deformacje Fx i F3 mają przebieg zbliżony do równoleżnikowego natom iast F2 przebieg zbliżony do południkowego. W obrębie równoleżnikowych deformacji osobną gru
pę stanowią położenia w arstw system u F x o kątach upadu niedużych do około 30— 40°. Osobną grupę natom iast stanowią strome położenia warstw o upadach południowych i południowo-zachodnich reprezentują
ce system F3.
O b s z a r y h o m o g e n i c z n e
Analiza położenia warstw utworów piętra waryscyjskiego rejonu dę
bnickiego pozwoliła na w ydzielenie jednorodnych strukturalnie stref A, B, CN, Cs, D i E (fig. 1).
— 210 —
Fdg. 1. S zk ic tek to n iczn y rejonu d ęb n ick iego {w g K. B ogacza 1977) z podziałem na obszary bomegeoiicznie i ic h d ia g ra m y p ołożenia w a rstw . 1 — d ew on ; 2 — kar bon dolny; 3 — karbon górny; 4 — m ezozoik i kenozoik; 5 — in tru zje m agm ow e; 6 — n orm alne p o ło żen ie w a rstw ; 7 — odw rócone p ołożen ie w a rstw ; 8 — u sk ok i w iek u w a ry scy jsk ieg o ; 9 — u sk o k i p o w a ry scy jsk ie; 10 — g ra n ice o b sza ró w (stref) hom o
gen iczn ych ; 11 — obszairy (strefy) hom ogeniczne; 12 — sta n o w isk a p om iarow e ciosu Fiig. 1. T ecton ic sk etch of th e D ęb n ik area (acc. to B ogacz 1977) w ith a d iv isio n (into homogemic a r ta s and diagram s of a ttitu d e of strata. 1 — D ev o n ia n ; 2 —■ L ow er G arboniferous; 3 — U p p er C arboniferous; 4 — M esozoic and C ainozoic; 5 — m ag- m a tic intrusions; 6 — n orm al attitu d e of strata; 7 — rev e r se a ttitu d e of strata;
8 — F a u lts of V a riscia n age; 9 — post-Varisciain fa u lts; 10 — b oundaries o f ho- m ogen ic areas; 11 — hom ogen ic areas; 12 — points, w h ere join ts w e r e m easured
— 211 — N
Fdg. 2. Diagram położenia w arstw litw orów paleozoicznych piętra w aryscyjskiego w rename dębnickim . 1 — gir.ain.ice pól zm ienności system ów F x i F3 oraz F2
Fig. 2. T he attitu de o f strata system s F Ł -f- F3 and F 2
Strefa A — struktura Szklarki
Strefa A obejm uje wychodnie skał wapienia w ęglow ego w środkowej i górnej części doliny Szklarki (powyżej pstrągam i). Strefę tę charakte
ryzują biegi w arstw zbliżone do równoleżnikowych (fig. 1 A).
Strefa В — struktura Racławic
Strefa В obejm uje wychodnie wapieni dolnokarbońskich w dolinie Racławki, na północ od lew ego jej dopływu — Stradliny. Oś struktury zbliżona jest do NWW— SEE (fig. 1 B). Przeciw ne kierunki nurzania się osi struktur Racławic i Szklarki oraz ich wzajem ne niepokrywanie się zdają się przeczyć m ożliw ości łączenia tych struktur w jednorodną jed
nostkę (Jarosz 1926, Rutkowski 1928, Siedlecki 1954).
Strefa С — struktura Dębnika
Strefa С obejm uje wychodnie skał paleozoicznych w rejonie wsi D ę
bnik i w dolnym biegu Racławki i Szklarki (poniżej pstrągam i). W stre
fie tej obserwuje się znaczny rozrzut położenia warstw. W związku z tym podzielono ją na dwie podstrefy Cn i Cs (fig. 1 C), w których w ystępuje tendencja do południkowej orientacji osi d struktur. Nachylenie osi w czę
ści Cn jest ku północy, natom iast w części Cs ku południowi.
Skały paleozoiczne mające sw e w ychodnie w dolnym biegu doliny Szklarki oraz w dolinie Żarskiej (fig. 1) należą do antykliny Dębnika i stanowią wschodnie jej skrzydło. Przejście od południkowych do rów-
noleżnikowyćh położeń warstw opisuje centryklinę (Rutkowski 1928, Bo
gacz 1977) o osi NW— SE zanurzającej się ku SE (fig. 3). N ie jest to jed
nak struktura pierwotna. Powstała ona bow iem z nałożenia na siebie de
formacji system ów Fi i F2. N ie można przypisyw ać zatem kierunkow i reprezentowanem u przez centryklinę w agi kierunku o znaczeniu głów nym w sensie Grzybowskiego (1909, 1912), Jarosza (1926) i Zajączkow
skiego (1964, 1968).
— 212 —
N
Fig. 3. D iagram (a) oraz schem at (b) położenia w arstw paleozodcznych struktury Szklary — D ębnik. Strzałką zaznaczono kierunek i n a ch y len ie osi struktury. 1 —
norm alne do iulawœoenia; 2 — łuk я; 3 oś
ß
Fig. 3. Diagram <a) and schem e (b) presenting the attitude o f strata in th e S zkla
ry—Dębnik structure. The arrow marks direction and p lunge of ax is. 1 — pole of bedding planes; 2 — arc л; 3 — a x is ß
Strefa D — struktura Eliaszówki
Strefa ta obejmuje odsłonięcia skał paleozoicznych w dolinie Elia
sz ówki i K rzeszówki (fig. 1). W ystępuje tutaj zaburzenie tektoniczne zna
czone strom ym i, m iejscam i pionowym i, a naw et odwróconymi położenia
m i warstw. Ciągnie się ono wzdłuż lewego brzegu K rzeszówki i Elia
szówki od południowego krańca łomu czatkowickiego po wąwóz K ulen -
da. Analiza położeń w arstw w wąwozie Kulenda i Rudnica (fig. 4), w ło
mie czatkowickim (fig. 5) oraz w całej strefie D (fig. 1 D) w powiązaniu z innym i obserwacjami wskazuje, że zaburzenie w ystępujące w tym re
jonie ma charakter odkształcenia ciągłego o typie cylindrycznego, flek - suralnego przegięcia (Rutkowski 1928, Krokowski 1976, Bogacz 1977). P o
łączone jest ono najprawdopodobniej z podłużnym pęknięciem. Na prze
strzeni m iędzy Paczółtow icam i a Czatkowicami oś przegięcia, zwanego dalej fleksurą czatkowicką, ulega konsekw entnej zmianie. W w ąw ozie Kulenda posiada parametry 207/11°, w Rudnicy 197/9° a w łom ie czatko
w ickim 167/33°. Oś przegięcia zanurza się ku południow i pod kątem od kilku do kilkudziesięciu stopni. W tym też kierunku w ystępuje również
■nasilenie w ielkości deform acji znaczone coraz to strom szym i poło
żeniami warstw a w łomie czatkowickim naw et znaczną częścią poło
żeń odwróconych. K oncentryczne w ygięcie osi fleksury sugeruje genezę równoczesną dźw iganiu południkowej brachy antykliny Dęfbnika. Od
kształcenie ciągłe reprezentowane przez fleksurę należy do system u de
form acji F2.
Strefa E — struktura Czernej
Strefa ta obejm uje w ychodnie skał wapienia w ęglow ego w dolinie Czernki (fig. 1 E). Na obszarze tej strefy przeważają położenia warstw o rów noleżnikow ych lub zbliżonych do nich biegach i niew ielkich kątach upadu. Należą one do system u Fi (fig. 1 E). Lokalnie, w bardzo wąskiej strefie, przy kontakcie w apieni dolnokarbońskich z łupkam i m iękiński- mi warstw m alinowickich w ystępują strome położenia w arstw o biegach NWW— SEE należące do system u F3. Zaburzenie to interpretować można jako fleksuralne, cylindryczne przegięcie (Bogacz 1977, Krokowski 1977) połączone najprawdopodobniej z podłużnym uskokiem (Petrascheck 1919, Rutkowski 1928) być może odwróconym, za czym m ogłyby przemawiać w yniki wiercenia Czerna Środkowa S-15 (Zajączkowski 1964).
LINEAC JA PODŁUŻNA
W utworach piętra waryscyjskiego rejonu dębnickiego lineacja po
dłużna (b) jest reprezentowana przez następujące formy:
— osie drobnych fałdów, przegięć i fleksur zmierzone w terenie i w y znaczone konstrukcyjnie,
— osie łuków л położenia warstw,
— zmarszczki tektoniczne, głównie na powierzchniach kliważu podłuż
nego,
— lin ie przecięcia powierzchni ław ic z powierzchniam i kliważu podłuż
nego i ciosu podłużnego zmierzone w terene i wyznaczone konstruk
cyjnie.
— 213 —
Fig. 4. Diagram y położenia w arstw utw orów paleozoicznych. а — w ąw óz Kuletida;
b — w ąw óz Rudnica. O bjaśnienia jak na fig. 3 a.
Fig, 4. T he attitu de of strata in: a — K ulenda ravine; b — Rudnica ravine. For other explanations see Fig. За
N
X 1. о 2. • 3 © U. © з. \ 6. Ч ч 7.
Fig. 5. Diagram położenia w arstw utw orów paleozoicznych w łom ie czatkow ickim . 1 — norm alne do uław icen ia system F x; 2 — norm alne do uław icenią system u F2;
3 — norm alne do uław icen ia o niejednoznacznej przynależności do w yróżnionych systtemów F , i F2; 4 — oś ßjj 5 •— oś 6 — luk 7 — łuk я.
Fig. 5. The. attitude o f istrata in the C zatkow ice quarry. 1 — bedding planes poles of system F t; 2 — beddiing planes poles of system F 2; 3 — non distinguished sy
ste m s F t and F2; 4 —t a x is 5 ;— axis ß2; 6 — arc ; 7 — arc я2
L i n e a c j a Bx
Większość pomiarów lineacji Ba kum uluje się wokół kierunku NWW—
SEE z przewagą zanurzania 'osi ku NWW (fig. 6) *. N ieliczne obserwacje wykazują odmienne ułożenie kierunkowe, które można wytłum aczyć w pływ em późmejiszych deformacji, głównie F2. Lineacja Ba (fig. 8) w sto
sunku do Bj zajmuje transwersalne położenie. Lineacja B x zaburzona przez deformacje poprzeczne F2 powinna zatem ułożyć się w przybliże
niu na kole wielkim , którego kierunek pokrywa się z orientacją lineacji B 2 (Turner, W eiss 1963, str. 128).
— 215 —
N
Fig. 6. Diagram lineacji bi w utw orach paleozoicznych piętra w aryscyjskiego w re
jonie dębnickim . 1 — kierunek średni lineacji; 2 — kierunek stref А, В i E Fig. 6. L ineation bj. 1 — average direction of lineation; 2 — structural directions
in hom ogenic areas A, В and E
W rozkładzie lineacji B x obserwuje się jedynie słabą tendencję do takiego układania się pomiarów. W pływa na to, jak się wydaje, general
nie słaby stopień odkształceń ciągłych system ów Fx i F2 (por. Lmdström 1961). Reorganizacja lineacji Bx w fazie F2 ma zatem najprawdopodobniej charakter tylko niew ielkiej reorientacji. Jedynie w rejonie fleksury czat- kowickiej, deformacje F2 zaznaczyły się intensyw niej i tam też w ystępu
je istotniejsza reorientacja lineacji B x (fig. 7).
1 Lineacja B! obejm uje m ezostruktury podłużne w stosunku do system ów Fj i F3. K ierunkow a zbieżność tych sy stem ó w n ie pozw oliła na znalezienie obiektyw nego kryterium pozw alającego na rozdzielenie ich lin eacji podłużnych. O kreślenie linea
cji Bi ma zatem znaczenie przede w szystk im geom etryczne. Im plikacje genetyczne mogą być nieco bardziej złożone. O dkształcenia system u "F3 w ystęp u ją jedynie lok al
nie W sąsiedztw ie uskoku Czemkii.
— 216 —
N
o i . X 2. © 3. ® 4 Д 5. □ 6. / / 7.
Fig. 7. D iagram lineaeo'i В! ii B 2 w łom ie czatkow ickim . 1 — uśrednione położenie w arstw w m iejscu, gdzie dokonano pom iarów osi fałdów F t; 2 — pom iary osi fałd ów Fj; 3 — lin eacja B i w yznaczona konisltrukcyjnie z łuku л położenia w a rstw sy stem u Fj w całym łom ie; 4 — lineacja B2 w yznaczona z łuku л2; 5 — Im eacja B i w y znaczona z łuku л i o si fa łd ó w 6 — uśredniony .położenie lin eacji Bf, 7 — ślad inter sekcji płaszczyzny prostopadłej do lin eacji B 2 z półkulą. Znakiem prim (') za
znaczono położen ie elem en tów strukturalnych po notacji lin ea cji B i do poziom u w o k ó ł o si B 2
Fig. 7.. L ineation Bj and B 2 in the C zatkow ice quarry. 1 — avaxaged attitu de Off strata at th e place w h ere a x e s of F L fold s w ere m easured; 2 — axes o f Fj folds;
3 — lin eation В! calculated from are к of th e system F t in tlhe w h a le quarry; 4 — lineatiion B 2 calculated from th e arc л2; 5 — lin eation В! calculated from arc л and from the axes of th e folds F! m easured in a part of th e quarry; 6 — avarage position of lin eation Bi; 7 — in tersection o f hem isphere and plane norm al to the lineation B 2. The prim m arks th e position o f structural elem en ts a fter th e rotation
Off Idnealtion Bx to th e horizontal position
Pom iarów lineacji Bj rozłożonych na kole w ielkim jest stosunkowo niew iele, natom iast znaczna ich część gromadzi się wokół kierunku NWW— SEE. Z pew nym zartem przybliżeniem rozkład ten można trakto
wać jako sferyczny, norm alny (Fishera). W związku z tym , jako pier
wotne położenia tej lineacji, można z dużym prawdopodobieństwem trak
tować kierunek średni populacji pomiarów lineacji Bi, którego orientacja wynosi 296/8° (fig. 6).
L i n e a c j a B 2
Lineację B2 (fig. 8) reprezentują głównie struktury translacyjne sy stem u F 2 w ystępujące przede w szystkim w strefie fleksury czatkow ic- kiej (Krokowski 1977a). Są one najczęściej deformacjami nieciągłym i, lokalnie w ystępując tylko w form ie fleksurow ych ugięć o charakterze odkształceń odwróconych. Lineacja ta powstała z przecięcia uławicenia
S 0 z powierzchniam i drobnych przem ieszczeń (translacji) Si (Krokowski 1977a). Deform acje te w ykorzystały najprawdopodobniej założenia jed
nego z zespołów ciosu system u Jh — Jiv- Pom iary lineacji B 2 kumulują się wokół kierunku N— S z tendencją zanurzania się ku południowi. Geo
m etrycznie korespondują one z kierunkiem osi fleksury wyznaczonej konstrukcyjnie z położenia w arstw (por. fig. 1 D, 4 i 5).
— 217 —
N
Fig. 8. Diagram K neacji B 2 w utw orach paleozoicznych piętra w aryscyjskiego w re
jo n ie dębnickimi. 1 — o sie przegięć fleksuiralnych w arstw zm ierzone w łom ie czat- kow ickim , rów n oległych do bardzo licznych tutaj, drobnych uskoków przesuw czo- -in w ersyjn ych o rów noleżnik ow ym transporcie tektonicznym ; 2 — osie struktur jak w punkoie 1 z pozostałego obszaru badań; 3 — kierunek średni lin eacji B2 w łom ie
czatkowickimn; 4 — osie ß; 5 — kierunek średni lin eacji B 2
Fi®. 8. L ineation B 2. 1 — axes of flexu re bends in th e Czatkowice quarry w hich are parallel t o th e in v ersiv e stmke-isMp m inor faults. Tectonic transport w as d i
rected W—E; 2 — a x es o f structures lik e above £rom the rem aining area o f studies;
3 — avarage direction o f .lineation B , in the C zatkow ice quarry; 4 — a x es ß; 5 — a verage direction o f lin eation B 2 in studied area
KLIW AŻ
Pod pojęciem kliważu rozumiano w szelkie zjawiska typu „fracture cleavage” najczęściej o płaskim w ykształceniu pow ierzchni z podziałem na kliważ spękaniowy i ścięcrowy w sensie Jaroszewskiego (1972). KH- waż często ma charakter ciosokliważu. Niejednokrotnie można obserwo
wać przejście od kliważu do d o su bez zm iany zasadniczego charakteru zjawiska, poza inną gęstością spękań.
Kliważ w ystępujący w utworach piętra waryscyjskiego rejonu dębnic
kiego z uw agi na typ budow y geologicznej i wykształcenie litologiczne tych utworów nie jest zjawiskiem powszechnym . Przeważają powierzch
218 —
nie o biegach zbliżonych do TÓwnoleżnikowych, przeważnie z lekką ten
dencją ku kierunkom NWW— SEE (fig. 9). W ydaje się, że w pewnej m ie
rze jest to kliważ fałdowy. Odpowiada on bow iem sw oim niezbyt po-r- wszechnym w ystępow aniem i stosunkowo słabym w ykształceniem po
dobnej intensyw ności fałdowania Fj. Sposób wykształcenia kliważu zda^
je się potwierdzać tezę o fałdowej, a nie nasunięciowej charakterystyce deformacji ciągłych.
N
Füg. 9. D iagram położenia kliw ażu i oiosokliw ażu w utworach paleozoicznych p iętra w aryscyjskiego rejonu dęhnic kiego
Fig. 9. D iagram of cleavage in studied area
Częste w ystępow anie kliw ażu w wąskich strefach sąsiedztwa usko
ków oraz analiza strefow ych diagramów kliważu wskazują, że znaczna jego część ma inne pochodzenie. Chodzi tu głównie o kliważ przy dyslo
kacyjny oraz struktury towarzyszące uskokom. K liważ ten ma najczęś
ciej przebieg również zbliżony do równoleżnikowego. Obserwować go można w sąsiedztw ie dyslokacji podłużnej fleksury czatkowickiej (fig. 11), w rejonie Czernej oraz lokalnie w dolinie Racławki. W miejscach tych intensyw nością wykształcenia znacznie przewyższa pierw otny kliważ fał
dow y Fi. Omawiany kliważ reprezentuje najprawdopodobniej zespół w y - sokokątnych ścięć R' (conjugate Riedel) w stosunku do przesuw czych lub zrzutowo-przesuwczych uskoków o przebiegu zbliżonym do NNE— SSW.
Ten prawie pionow y kliważ przydyslokacyjny mógł wykorzystać istn ie
jące wcześniej spękania podłużnego kliważu fałdowego system u Flt któ
ry nie pozostał bez w pływ u na odchylenia od pozycji pionowej, nałożo
nego kliw ażu przydyslokacyjnego. W ykształcenie wysokokątawego zespołu
219 —
ścięć pochodnych w zględem uskoków NNE—SSW wskazuje na niezbyt duży ruch przesuwczy na tych uskokach oraz że ruch ten n ie był skupio
ny w wąskiej strefie (Cloos 1955, Tanner 1962, Tchalenko 1970).
S p ę k a n i a ś c i ę c i o w e w f l e. k s u r z e c z a t k o w i c k i e j W zachodniej części łamu czatkowickiego widać szczelinę uskoku o szerokości 1— 3 m wypełnioną brekcją (fig. 10). Na figurze 11 przed
stawiono projekcję w ażniejszych elem entów strukturalnych związanych z tą dyslokacją. Jest ona zapewne osiowo związana z fleksurą czatkowic- ką, stanowiąc w stosunku do niej pęknięcie podłużne. Dyslokacja ta w y
kazuje bardzo strome zapadanie w kierunku wschodniim z tendencją po
łożenia jej powierzchni zbliżonego do rów noległości w stosunku do uła- wicenia w arstw w skrzydle wiszącym. W skrzydle w iszącym uskoku, w najbliższym sąsiedztwie jego powierzchni, w ystępują dwa zespoły spę
kań związanych z tą dyslokacją. Są one wyraźnie zróżnicowane kątowo w stosunku do uskoku (fig. 10, 11). Spękania zespołu Si są ustawione ostrokątnie do powierzchni uskoku tworząc z nią kąt koło 20°, spękania zaś zespołu S 2 tworzą z powierzchnią dyslokacji kąt około 70°. Określe-
0 ---I s ™ ---1 2 д а 3 --- 4
Fig. 10. Schem atyczny rysunek dyslokacji system u fleksury czatkow ickiej w łom ie w Czatkowicach (południow o-zachodnia część łom u, poziom w yd obyw czy 330 m npm).
1 — uław icenie; 2 — spękania zespołu Si i S 2; 3 — brekcja; 4 — .przypuszczalny przebieg głównej pow ierzchni uskoku
Fig. 10. Sketch of C zatkow ice flexu ral system in the Czatkowice quarry. 1 — poles of th e bedding planes; 2 — fractures of th e sets S t and S 2; 3 — breccia; 4 — as
sum ed m ain plane of fault
— 220 —
N
R g . 11. D iagram elem en tów d yslok acji system u fleksury czatkow ickiej ; łom w Czat
kowicach. 1 — położenie warstrw w skrzydle zrzuconym ; 2 — położenie w a rstw w skrzydle w iszącym ; 3 — spękania zespołu 4 — spękania zespołu S 2; 5 — spę
kania zespołu S 3; 6 — przypuszczalny bieg uskoku
Fig. 11. Diagram o f disLocational elem en ts o f the Czatkow ice flex u ra l system ; Czat
kow ice quarry. 1 •— a ltitu d e o f strata in ,the dow nthrow w all; 2 — a ttitu d e of strata in th e hanging w all; 3 — fractures o f .the ,set 4 — fractures of th e se t
S 2; 5 — fractures of the set S 3; 6 — direction o f th e hypothetical fa u lt
nie zwrotu przemieszczenia jest niepewne. Spękania obydwu zespołów pochylone są w kierunku skrzydła zrzuconego, a zatem zajmują położe
nie przeciw ne niż najczęściej obserwuje się w tego typu strukturach 1.
Wskazują one na istnienie ruchu wstecznego na tej dyslokacji. Uskok ten, zasadniczo norm alny lub norm alno-przesuwczy w dalszym stadium swej ew olucji był poddany naciskow i skierowanem u ku zachodowi. W re
zultacie na pew nych odcinkach uległ wtórnem u przechyleniu w tym kie
runku. Skrzydła uskoku z przyczyn geom etrycznych m ogły wówczas w y konać w zględem siebie stosunkowo nieznaczny ruch „w steczny”, który w warunkach wzmożonego ściskania wskroś powierzchni uskokowej m ógł spowodować pow stanie opisanych spękań. W tym przypadku spękania zespołu S t tw orzyłyby zespół niskokątow ych ścięć R (Riedel). Spękania
2 Interpretacją kinem atyczną i m echaniczną struktur przydysiok acyjnych oraz struktur k u liso w ych poprzedzających lub tow arzyszących dyslokacjom przeprow a
dzono zgodnBie z w y n ik a m i badań analitycznych, eksperym entalnych i terenow ych (Riedel 1929 fid e de Sitter, 1059; Cloos, 1955; H oeppener 1956; Aderca 1963; Mor
genstern, Tchalenko, 1967 a; Tchalenko, 1968, 1970; Lajtaii, 1969; Tchalenko, Am bra- sey,s, 1970; W ilcox eft aL, 1973; Freund 1974; Jaroszew ski, '1974 i inni).
Sym bole określające zespoły struktur przydysiokacyjnych sitosowano zgodnie z Tchalenko (1968) i Tchalenko, Am braseys (1970).
N
® 1 я • 8
■ 2 до® 9
A 3 ---■ 10
• 4 --- 11
X 5
* 12
& 6 П 7
F ig. 12. D ia g ra m y ciosu w u tw o ra ch dewiotiu i karbonu d o ln eg o p iętra w a r y sc y j
sk iego w r e jo n ie d ęb n ick im . L o k a liza cja sta n o w isk p o m ia ro w y ch c io s u w e d łu g m a
py (fig. 1). 1 — u śred n ia n e p o ło ż e n ie w a rstw ; 2 — o ś B t; 3 — o ś B 2; 4 — d o s ; 5 — u śred n ion e p ołożen ie sp rzężo n y ch z esp o łó w S t i S 2 tw o rzą cy ch cios J iii (poprze
czn y w stosu n k u do B J ; 6 — żebra te k to n iczn e d te k to g lify n a p o w ierzch n ia ch ciosu Ji i i, strza łk i w sk azu ją k ieru n ek i zw rot te n d e n c ji do p rzem ieszczen ia; 7 — k ra w ęd zie p rzecięcia s ię o o s u J i z uławAceniem; 8 — olsie В i С sy stem u spękań S! i S 2; 9 — o sie А , В i С sy s te m u S i i S 2 w y zn a czo n e k on stru k cy jn ie; 10 — koło w ie lk ie u ła w icen ia ; 11 — k oła w ie lk ie zesp o łó w S i i S 2; 12 — k ieru n ek i zw rot
tran sp ortu tek to n iczn eg o n a p o w ierzch n ia ch ciosu S t i S 2
F ig. 12. J o in tin g in Devoniasn and C arboniferous rock s o f L o w er V a risca n stru ctu ra l stage. F or lo ca liza tio n o f m ea su rem en t p o in ts see F ig. 1. 1 — a v e r a g e a ttitu d e of strata; 2 — a x is B ^ 3 — a x is B 2; 4 — join ts; 5 — a v e r a g e p osition o f con ju gated sets S i a n d S 2 w h ic h fo rm Ji i i join ts (tr a n sv e r sa l to B t); 6 — tecto n ic rib s and te c to g lifs o n th e p la n es su rfa ce o f Ji i i joints; airrows in d ic a te d irectio n s an d th e tu rn o f th e te n d e n c y to d islocation ; 7 —■ in te r se c tio n lin e s of J i jo in ts an d th e bed d in g p la n es; 8 — a x e s В and С o f th e s y s te m o f fra ctu res Si and S 2; 9 — ca lcu la ted a x e s A , В an d С o f th e Sj — ,S2 system ; 10 ■— greait circ le o f b ed d in g p lan es; 11 — great c ir c le s o f S t an d S 2 sets; 12 — d irectio n and turn o f te c to n ic
tra n sp o rt o n th e su rfa ce o f join ts S x amd S 2
S 2 można by natom iast porównać ze ścięciami w ysokokątow ym i R'. Do
datkowo przem awia za tym, często występująca wśród spękań zespołu S2 S-kształtna deformacja, o której pisał Tchalenko (1970). Omówione spę
kania isą najprawdopodcrtmiej rów now iekow e, w sensie etapu tektogene- tycznego, z tworzeniem się fleksury.
Oprócz opisanych zespołów spękań Sx i S2 w ystępują również, znacz
nie zresztą od poprzednich lepiej wykształcone spękania S 3, o biegach niemal prostopadłych w stosunku do -biegu dyslokacji podłużnej fleksury (fig. 11). Lokalnie mają one charakter kliważu. Podczas gdy spękania Sx i S2 związane są genetycznie ze składową zrzutową dyslokacji to po
wstanie spękań zespołu S 3 wiązać można z jej składową przesuwczą. Spę
kania S3 są najprawdopodobniej w stosunku do niej pochodnymi, typu w ysokokątow ych ścięć R'. Z powierzchnią uskoku tworzą one kąty około 75— 80°. W iele spękań tego zespołu posiada S4cształtną deformację i wskazują na prawoskrętny zwrot ruchu na uskoku czatkowickim.
cios
Cios jest najpowszechniej w ystępującym zjaw iskiem strukturalnym w skałach; doczekał się olbrzymiej ilości opracowań, lecz jego geneza wcale nie jest nadal jednoznacznie wyjaśniona. Zdarza się, że w opra
cowaniach naw et tego samego obszaru odmiennie bywa interpretowana (por. Parker, 1942; Niokelsen, Van Ness Hough, 1967; Burger III, Thom
pson, 1970). Z uw agi na tak znaczne rozbieżności w traktowaniu genezy ciosu w szelkie rozważania muszą z natury rzeczy mieć jedynie orienta
cyjny charakter.
Dla opisu i analizy zjawisk ciosotwórczych zastosowano term inologię opartą w głównej mierze na pracach Jaroszewskiego (1972, 1974) a także Boretti-O nyszkiew icz (1968 b), Hancocka (1968) i Hodgsona (1961 a).
Z m i e n n o ś ć c i o s u
Cios w utworach dewonu i karbonu rejonu dębnickiego w ykazuje ka- tetalność. Jednocześnie w ystępują również spękania skośne do uław ice- nia (lig. 12). Jest to przeważnie cios pionowy dający maksima na obwo
dzie diagramów. Kierunki reprezentowane przez te strome spękania są porównywalne z ciosem w ystępującym w utworach permsko-m ezozoicz- nych W yżyny Sląsko-Krakowskiej (Dżułyński, 1953; Kozioł 1953; A le- xandrowicz, Alexandrowicz, 1960; Bilan, Krokowski, 1973; Krokowski
1974, 1977a, i inni).
Cios w aryscyjski w ykształcony jest w postaci dwóch system ów spę
kań składających się z dwóch sprzężonych zespołów Ji—J m i Jn — Jiv- Spękania ciosowe są bardzo często w ypełnione węglanem wapnia, przy czym w ystępuje najprawdopodobniej kilka jego generacji.
4 — R o c z n ik P T G 50/2
— 221 —
S y s t e m Ji— Jni
System Ji— J i j j w ykształcony jest w postaci prostokątnie krzyżują
cych się spękań zespołów Ji i Jhi (fig. 12). Zespół Ji zajmuje położenie zbliżone do rów noległości w stosunku do przebiegu lineacji B 1( natom iast zespół Jjn położenie w zględem niej poprzeczne. Na diagramach zespół Jin charakteryzują maksima o w yższych koncentracjach pomiarów niż zespół Jj. Lokalnie zespół Jm w ykształcony jest prawdopodobnie w po
staci ostrokątnie krzyżujących się, kom plem entarnych ścięć o m ałym , dw uściennym kącie sprzężenia (Muehlberger, 1961). Sytuację taką można obserwować w Szklarach, Dębniku i Paczółtowicach (fig. 12). Na takie wykształcenie tego zespołu wskazuje również znaczne azymutalne roz
ciągnięcie jego pomiarów na diagramach, w tym również na diagramie zbiorczym średnich kierunków ciosu (fig. 13). Tego typu spękania b yły opisywane i podobnie interpretowane w różnych obszarach (Sheldon, 1912; Parker 1942; Muehlberger,. 1961; Książkiewicz, 1968; Jaroszewski, 1972; Tokarski, 1975).
Cios tego system u jest intensyw nie m ineralizowany kalcytem , tw o
rzącym lokalnie grube jego żyły.
S y s t e m J11— IV
Zespoły Jji i JIV tworzą zw ykle słabsze maksima niż cios system u Ji—Jm- W pew nych jednak przypadkach, zwłaszcza gdy ich biegi są zbliżone do biegu warstw, dają silne skupienia, niejednokrotnie inten
syw niejsze naw et niż zespoły system u Ji— Jm . Powierzchnie tego ciosu są na ogół równe, gładkie i charakteryzuje je o w iele słabsza niż w przy
padku ciosu Ji—Jm mineralizacja kalcytem . Wyraża się to rzadszym w y stępow aniem kalcytu oraz wyraźnie m niejszą miąższością w ypełnień.
Spękania tego system u często mają kulisow y charakter, tworząc nisko- kątow y zespół w stosunku do osi szeregu. Zespoły ciosu Jn— Jiv tworzą ze sobą kąt ostry zawarty w granicach 60— 90°; przeważnie zbliżony do około 70-—80°. Dw usieczna kąta ostrego zawartego m iędzy zespołami tego ciosu (oś C) zajm uje położenie najczęściej zbliżone do równoleżnikowego (fig. 12). Taka jej orientacja widoczna jest zwłaszcza po dokonaniu kon
strukcyjnego obrotu warstw do położenia poziomego. Podobne zjawisko obserwuje się również w utworach karbonu produktywnego Górnoślą
skiego Zagłębia W ęglowego (Bogacz, 1978; Bogacz, Krokowski, 1978), co sugeruje, że może ono mieć szerszą regionalną wym owę.
P r ó b a i n t e r p r e t a c j i g e n e z y c i o s u
Celem odtworzenia pierwotnego położenia powierzchni ciosowych oraz ich układów strukturalnych dokonano rotacji warstw do położenia po
ziomego wokół osi lokalnych struktur (fig. 12). Rotacja była dokonywa-
— 222 —
na dwukrotnie z uwagi na. dwa etapy odkształceń ciągłych Fj i F2. Obra
cano uśrednione położenia zespołów ciosu oraz warstw. Cios po rotacji wykazuje znaczne przestrzenne uporządkowanie. Kierunki średnie zespo
łów grupują się na obwodzie diagramów i wskazują na istnienie sieci kierunków głów nych (fig. 13). Najczęściej najlepiej w ykształcone zostały zespoły, które obecnie zajmują położenie zbliżone do biegu i upadu warstw. One też najczęściej wykazują najsilniejszą mineralizację kal- cytem.
— 223 —
N
Fig. 13. Diagram położenia zespołów ciosu po rotacji uław icenia do poziomu wo
kół osi B t i B 2 lokalnych struktur. 1 — sy stem J i—Jur, 2 — system Jn—J iv Fig. 13. Position o f joint sets after th e notation o f bedding planes round ibhe axes B L and B 2 to th e horizontal position. 1 — system Ji—Jin; 2 — system J n —J iv
W stosunku do obecnego położenia w arstw zespoły ciosu nie wykazują jednolitej orientacji i relacji przestrzennych oraz jednoznacznego w y kształcenia gęstości i cech m orfologicznych powierzchni (,fig. 12). Elim i
nuje to m ożliwość tłumaczenia ciosu jako efektu jednego tylko etapu tektoniki związanego z radialncbkoncentrycznym lub' wachlarzowo-kon- centrycznym układem pola naprężeń (Jaroszewski, 1974, str. 231), które można by ew entualnie tłum aczyć jako. efekt tylko i w yłącznie kopula
stego dźwigania utworów paleozoicznych Dębnika spowodowanego w p ły
wem mas m agm owych (por. Dżułyński, 1955). Zatem wykształcenie cio
su wskazuje na wieloetapową jego genezę i potwierdza tezę o w ielofa- zowości tworzenia się obecnego obrazu budowy geologicznej tego rejonu.
Katetalna orientacja ciosu nie dowodzi przedfałdowego (przedrotacyj- nego) jego pochodzenia (Muecke, Charlesworth, 1966; Price, 1959, 1966;
Hancock, 1964; Jaroszewski, 1972, 1974; Tokarski, 1975). Posunięta do pewnego stopnia niezależność układu strukturalnego ciosu w aryscyjskie-
4*
— 224 —
go rejonu dębnickiego oraz układów m echaniczno-strukturalnych defor
macji Fi i F2 sugerują jego związek również z innym i etapami tek toge- nezy. Cios ten powstał najprawdopodobniej w okresie poprzedzającym rotację warstw system u F Ni e jest wykluczone, że genezę jego można odnieść jeszcze do etapu grawitacyjno-norm alnego układu pola naprężeń poprzedzającego fałdowanie Fx a znaczonego starszą generacją stylolitów .
W ydaje się, że jest on jednak związany równocześnie z tym sam ym okresem orogenicznym, który przyniósł fałdowanie Fx, ponieważ odpo
wiada planowi strukturalnemu tego system u. Rotacja warstw w trakcie deformacji Fi i F2 dokonywała się w górotworze, w którym już istniała regionalna sieć ciosu Ji—Jiy w postaci bądź to gotowych spękań, bądź też założeń powierzchni osłabień lub szczelinek inicjalnych w m iejscu przyszłych .nieciągłości. Chodzi tu głów nie o fazę gromadzenia energii sprężystej i istnienia naprężeń w cześniejszych od w ychylenia warstw (Price, 1959, 1966; Secor 1965; Jaroszewski, 1972, 1974). Otwarcie i m i
neralizacja ciosu mogła nastąpić w czasie fałdowania i później.
W trakcie rotowania warstw i tworzenia się odkształceń system ów Fx i F2 mogła nastąpić znaczna ewolucja rozkładu pola naprężeń, w w y niku której cios nosi znamiona synkm em atycznego w stosunku do tych deformacji a zwłaszcza system u Fi System J r—-Jm można uważać jako ekstensyjny (spękania ekstensyjne zespołu Jm lokalnie przechodzą w ścięcia ostrokątnie sprzężone), co w znacznej mierze znajduje potw ier
dzenie w analizie cech m orfologicznych jego powierzchni. Ostrokątnie sprzężone spękania system u Jn— J[v mają najprawdopodobniej założe
nia ścięciow e. Dwusieczna ich ostrego kąta odzwierciedla poziome, naj
częściej równoleżnikowe położenie osi przy pionowej orientacji o2. Ta
ka orientacja układu strukturalnego system u Jn— JiV może być w y n i
kiem w pływ u deformacji Fx i odmiennego ułożenia ciosu w synklinie i antyklinie, którą przewiduje de Sitter (1964, str. 110). Mogą one po
chodzić również z okresu F2. O zmianie pól naprężeń w trakcie fałdow a
nia i związku ciosu z jego etapami pisali Burger III i Thompson (1970, por. też A. K. Tokarski, 1977). Za przedstawioną interpretacją genezy ciosu przemawia znaczne uporządkowanie jego zespołów po rotacji warstw do poziomu oraz bardzo nierównom ierne ich w ykształcenie pod w zglę
dem gęstości, cech? m orfologicznych powierzchni i mineralizacji kalcytem.
Nierównom ierność ta wskazywałaby na znaczną rolę m odyfikacji pier- wotnegb pola naprężeń przez układy lokalne system ów Fi i F2. Hipoteza ta również prosto tłum aczy istnienie zgodności spękań z regionalną siecią ciosu w ystępującego w utworach piętra w aryscyjskiego na obszarze Gór
nośląskiego Zagłębia W ęglowego i jego północno-wschodniego obrzeże
nia (Cis, 1974; Kozioł, 1953; Paw łow icz, 1967; Herbich, 1978; Bogacz, 1978 i inni). Przeciwko tej hipotezie przemawiają natomiast stosunkowo częste przypadki odchylenia położenia zespołów od prostopadłości do uła-
225 —
wicenia, dotyczące zwłaszcza system u Jn— J IV. Przem awia to za jego późniejszym powstaniem w stosunku do system u Ji— Jm-
Ostatnio pojawia się coraz w ięcej prac pośw ięconych badaniom du
żych uskoków (lineam entów, rozłamów — w tym również ciosu) w skali globu ziemskiego i porządkowania ich w szereg różnych system ów (Son
der, 1956; Moody, Hill, 1956, 1964; Badgley, 1965; Parker Gay Jr., 1973, i inni). W aspekcie zawikłanej, kontrowersyjnej i nieraz diam etralnie róż
nie traktowanej genezy ciosu (Hodgson, 1961 b) zastanowienie budzić muszą sugestie naw iązujące do starej koncepcji Hobsa <(1911 fide Par
ker Gay Jr., 1973), wiążące spękania skorupy ziemskiej w kilka sprzężo
nych par zespołów. Podtrzym ując Uwagi Jaroszewskiego (1972, str. 87) na tem at tektonicznego pochodzenia ciosu, należałoby się jednak zasta
nowić, czy niektóre czynniki w ypływ ające z rozważań ogólnotektonicz- nych nie mogą w pewien spotsób warunkować jego genezy. Ich w pływ w różnych schem atach i rozważaniach „tektoniki regm atycznej” (Sonder, 1956; Badgley 1965) na struktury w różnych skalach (makro, mezo i m i
kro) jest w idoczny (Moody, Hill, 1956, 1964; Garfunkel, 1966; Tchalenko, 1968, 1970; Tchalenko, Ambraseys, 1970; Jaroszewski, 1972, 1974; Wil
cox et ad., 1973; Harding, 1973; Freund, 1974 i inni). Chodzi tutaj o w pływ starszych planów i założeń strukturalnych na m łodsze w sensie propa
gacji powierzchni nieciągłości ku górze i odbicia kierunków star
szych w m łodszyćh piętrach strukturalnych (Blanchet, 1957) oraz 0 warunkowanie m łodszej tektoniki żywotnością i odmładzaniem struk
tur istniejących w podłożu w sensie jej generowania i odpowiedniego modyfikowania (stymulowania). W związku z tym siły tektoniczne w ska
li regionu odpowiedzialne za pow itanie m ezostruktur (m iędzy innym i 1 ciosu) wiązać się mogą z generalnym planem strukturalnym du
żych obszarów (być może i kontynentów ), które z kolei mogą mieć swoje czynniki generujące w skali globalnej. W św ietle tych uwag łącze
nie zespołów lineam entów w ortogonalne najczęściej system y może m ieć głębokie, tektoniczne uwarunkowanie. W tym też sensie stare założenia strukturalne w ieku prekambryjskiego rriogą mieć znaczny w p ływ na póź
niejsze procesy diastroficzno-tektoniczne (Parker Gay Jr., 1973).
TEKTONIKA NIECIĄG ŁA
Rozważania nad tektoniką nieciągłą w aspekcie drobnostrukturalnym obejmują analizę:
— powierzchnie o cechach ścięć,
— drobnych uskoków,
— struktur ślizgow ych i slikolitów,
— stylolitów ,
— struktur przydysiokacyjnych.
Diagramy tych struktur w ystępujących w utworach piętrą w aryscyj
skiego mają charakter kum ulatyw ny i muszą być rozpatrywane na tle takich zjawisk wieku alpejskiego (por. Jaroszewski, 1972).
D r o b n e u s k o k i i p o w i e r z c h n i e o c e c h a c h ś c i ę ć Powierzchnie ślizgu nieciągłości obserwowanych w odsłonięciach są przeważnie płaskie lub do nich zbliżone, aczkolwiek obserwuje się .nie
kiedy uskoki lub ścięcia o łukowatych kształtach ich powierzchni. Zwrot przemieszczenia wzdłuż dyslokacji określano na podstawie korelacji li
tologicznej ław ic lub niekiedy przy pomocy struktur towarzyszących ty pu opierzających spękań przy dyslokacyjnych i tektoglifów, zgodnie z tziw. kryterium odwrotnym w stosunku do klasycznego Lahégo (Dżu- łyński, 1953; Paterson, 1958; Tjia, 1964; Dżułyński, Kotlarczyk, 1965;
Riecker, 1965; Gay 1970; Jaeger, 1971; Jaroszewski, 1972).
Powierzchnie o cechach ścięć o przebiegu zbliżonym do równoleżni
kowego i upadach 60— 70° (fig. 14) tworzą, jak się wydaje, sprzężony sy
stem o zrzutowo-norm alnej, grawitacyjnej charakterystyce układu ki
nematycznego. Ich związków tektogenetycznych nie da się w pełni jed
noznacznie rozwiązać. Mogą one odzwierciedlać tak waryscyjski, jak i alpejski ‘transport tektoniczny. Mineralizacja podobna do w ypełnień szczelin ciosu sugeruje w aryscyjski wiek tych ścięć. Tworzą one system
ścięć podłużnych w stosunku do rów noleżnikow ych sfałdow ań Fi i można by je wiązać najprawdopodobniej z pofałdowym odprężeniem. W ystę-
— 226 —
N
Fig. 14. Diagram pow ierzchni o cechach ścięć w ystępujących w utworach paleozo- iicznych piętra w aryscyjskiego w rejonie dębnickim
Fiig. 14. Diagram of shear
pują tutaj dwa system y ścięć o biegach zbliżonych do południkowych reprezentujących najprawdopodobniej również transport tektoniczny wa- ryscyjskiego cyklu F2. Ścięcia połogie o kątach upadu 20— 40° tworzące sprzężony system są przypuszczalnie odzwierciedleniem nasuwczego układu pola naprężeń F2 o połogim, równoleżnikowo orientowanym prze
biegu osi ox i pionow ej osi cr3. Geneza system u ścięć stromych, o kątach upadu 70—80° może być dwojako interpretowana. Mogą one być ścięcia
mi o zrzutowo-norm alnym , grawitacyjnym pochodzeniu. Analiza struktur ślizgow ych oraz drobnych uskoków wskazuje jeszcze na m ożliwość w ią
zania ich z uskokami przesuwczym i jako zespołu ścięć D (Tchalenko 1968, Wilcox et al. 1973) o przebiegu prawie rów noległym do głów nych powierzchni nieciągłości.
— 227 —
N
Fig. 15. Diagram położenia drobnych uskoków w utworach pałeozowcznych piętra w aryscyjskiego w rejo n ie dębnickim . 1 — uskoki normalnie; 2 — uskoki przesuw - cze; 3 — uskoki odw rócone; 4 — uśrednione położenie pow ierzchni uskoków prze- suw czo-in w ersyjnych o rów noleżnik ow ym transporcie tektonicznym w ystępujących
w łomie czatkowiickim
Eig. 15. Diagram o f miiinor faults. 1 — norm al faults; 2 —- strik e-slip fa u lts; 3 — reverse faults; 4 — average position of th e reverse strike-slip faults in th e Czat
kow ice quarry show ing W—E tectönlic transport
Rozkład drobnych uskoków pomierzonych w utworach piętra wary
scyjskiego (fig. 15) pokrywa się z rozkładem ścięć. Przeważają uskoki zrzutowe, wśród których dominują uskoki normalne. Uskoków przesuw- czych, które są prawie pionowe, na diagramie jest niew iele. W ydaje się, że wynika to najprawdopodobniej z trudności ich udokumentowania.
Uskoki odwrócone pochodzą głów nie z okolic Dębnika. Charakteryzują je wschodnie upady powierzchni ślizgu o kątach upadu wynoszących oko
ło 50°. Uskoki te są przypuszczalnie spokrewnione ze ścięciami o podob-
nej geom etrii i reprezentują transport tektoniczny F2 związany z hory
zontalną kompresją o kierunku zbliżonym do równoleżnikowego. D yslo
kacje te są skośne do uławicenia i posiadają w Dębniku przeciwne do nich upady. Sugeruje to ich późniejszą genezę w stosunku do rotacji
warstw.
S t r u k t u r y ś l i z g o w e i s l i k o l i t y
Struktury ślizgow e przedstawiono wspólnie ze sliikolitami, które traktowano jako form y pośrednie m iędzy ślizgam i a styloliitami (por. Ja
roszewski 1969, 1972). Projekcji dokonano metodą Hoeppenera (1955)
N N
— 228 —
Fig. 16. D iagram y struktur śHzgowych w ystępujących ma: .a — pow ierzchniach u ła
w icenia; b — innych pow ierzchniach nieciągłości w utw orach paleozoicznych p ię
tra waryscyjskiiego w rejonie dębnickim . D ługość odcinka sym bolizuje kąt n a ch y le
n ia lin eacji rys ślizgow ych i slik olitów a punkt położemia powierzchni
Fig. 16. S lick cnside structures, a — on the bedding planes, b — on th e other planes.
The length of the segm ent indicates m agnitude o f dip of slick en sid es and slicolites.
The point show s th e position of th e plane
z m odyfikacją polegającą na tym, że długość odcinka sym bolizującego lineację rys ślizgow ych i slikolitów uzależniona jest od jej nachylenia (fig. 16). Im lineacja ta jest stromsza, tym krótszy odpowiada jej odci
nek, tak że w przypadku pionowego jej położenia odcinek ten przecho
dzi w punkt.
Geometrię rozkładu struktur ślizgow ych i slikolitów cechuje znaczny rozrzut powierzchni, na których występują. Istotne znaczenie posiada równoleżnikowy transport tektoniczny, który dominuje zwłaszcza wśród zlustrowań 'występujących ,na powierzchniach uławicenia (fig. 16a). W y
daje się on reprezentować najprawdopodobniej lineację a południkowych
odkształceń system u F2. Najczęściej obserwować go można w rejonie fleksury czatkow ickiej i okolicach Dębnika. Znaczną roię odrgywa rów
nież południkowy transport tektoniczny F2 znaczony połogiimd rysam i na stromych powierzchniach o południkowych biegach (fig. 16b). Nie obser
wuje się go na pow ierzchniach połogich. Lokalnie, np. w rejonie Czernej obserwować można slikoMty występujące na powierzchniach uławicenia reprezentujące najprawdopodobniej południkow y transport tektoniczny systemai Fx lub też F3.
S t y l o l i t y
Stylolity w ystępujące w utworach paleozoicznych obszaru badań tw o
rzą populację składającą się z dwóch grup. Stylolity pierwszej grupy, spotykane częściej, w ystępują na powierzchniach m iędzy ław icow ych po
siadając pręciki ustawione prostopadle do warstwowania (fig. 17). Po
chodzą one najprawdopodobniej z okresu przed rotacją warstw. Stylo
lity te powstały w grawitacyjno-norm alnym polu naprężeń (аг — pio
nowe) w poziomo leżących warstwach (por. Swidrowska, 1976). Znacznie
— 229 —
N
Fig. 17. Diagram stylo litów w ystępujących w w ap ieniach w izeńskich w łom ie gro
m adzkim — Czerna (strefa E). 1 — pręciki styloliltów m iędzyław ico w y ch (1 grupa);
2 — pręciki stylo litow e rów nolegle do uław icenia (II grupa); 3 — uśrednione poło
żenie warstw; 4 — uśrednione położenie lin eacji stylo litow ej rów noległej do uła- wŁcenia; 5 — oś Bi lokalnej struktury; 6 — koło w ielk ie uław icenia; 7 — koło
w ielk ie uśrednionego położenia pow ierzchni sttyloiiitów grupy II
Fig. 17. Stylolites occurring in the V isean lim estones in th e hom ogenic area E. 1 — rods of intrastratal sty lo lites (list group); 2 — rods of stylolites parallel (to the bedding planes (2nd group); 3 — average attitu de o f sltrata; 4 — a v erag e position of the styloliltic rods parallel to bedding planies; 5 — a xis B x of local structure;
6 — great circle o f the bedding planes; 7 — great circle of th e sitylo-litic planes of the 2nd group
«
rzadziej można spotkać sty lo lity grupy drugiej o pręcikach rów nole
głych względem uławicenia (fig. 17). Jedynie w rejonie Czernej (stre
fa E) obserwowano stylolity tej grupy w ystępujące stosunkowo licznie.
Stamtąd też pochodzi diagram ukazujący przestrzenne relacje obu grup stylolitów . Pręciki tych stylolitów nurzają się w kierunku SSW (fig. 17) i pokrywają się z przebiegiem lineacji a system u Fi lub F3. Genezę fch można najprawdopodobniej wiązać z fałdowaniem Fi jako efekt kom pensacji mas skalnych przy deformacji ciągłej (Choukroune, 1969). Za związkiem tych stylolitów z odkształceniami Fx przemawia równoległość słupków stylolitów do uławicenia. Gdyby natomiast pochodziły one z okresu F3, posiadałyby względem uławicenia położenia skośne, w yn i
kające z istniejącego w yćhylenia warstw poprzedzającego deformację F3.
W y z n a c z a j ą one położenie naprężenia o x etapu Fi w tym rejonie (P.
Choukroune I.e.).
— 230 —
Ilig. !18. M apa geologiczna utw orów karbońskiiich w okolicy Cziernej (w edług Za
jączkow skiego 1975, nieoo uproszczona). .1 — w apień w ęglow y; 2 — w arstw y m a
lino w idcie; 3 — dyslokacja Czernej (w g W!. Zajączkow skiego l.o. — nasunięcie);
4 — uskoki przesuw cze; 5 — pomiairy położenia w arstw ; 6 — kierunek i zw rot względnego ruchu na uskoku; 7 — kierunek i zw rot w zględnego ruchu przesuw -
cziego w podłożu
Fig. 18. G eological m ap o f th e area o f C zem a (after Zajączkowska, 1975) 1 — K oh
lenkalk (Lower Carboniferous); 2 — Maliinowice Beds; 3 — Czerna dislocation (in
terpreted as thrust by Zajączkowski); 4 — strik e-slip faults; 5 — attitude of stra
ta; 6 — m ovem ents along fault planes; 7 — strik e-slip m ovem ent in the basem ent
U s k o k i p r z e s u w c z e
W celu ukazania stosunków strukturalnych związanych z problema
tyką tektoniki przesuwczej posłużono się mapą rejonu doliny Czernki (fig. 18). W ystępuje tutaj szereg uskoków o przebiegu zbliżonym do NNE— SSW i najprawdopodobniej przesuwczej lub zrzutowo-przesuwczej charakterystyce (Zajączkowski 1975). Dyslokacje te tworzą szereg kuli
sow y o osi NW— SE lub NNW -SSE i prawoskrętnym zwrocie przem ie
szczeń uskokowych. Mają one przypuszczalnie strome powierzchnie śli
zgów. Taki układ cech dynam icznych tego zespołu dyslokacji wynika z obserwacji i analizy struktur ślizgowych, slikolitów oraz opierzają
cego kliważu przy dyslokacyjnego. Istnienie takich uskoków potwierdzają również ogólne dane kartograficzne (Bogacz 1977, por. fig. 1).
Źródłem powstania tego zespołu uskoków był najprawdopodobniej prawoskrętny ruch przesuw czy głęboko pogrzebanych bloków podłoża (Bogacz l.c.) dokonujący się w strefie o przebiegu NW— SE lub NNW—
SSE. W stosunku do jej przebiegu uskoki reprezentują zespół hom ote- tyczny R lub T. Można podejrzewać, że ruch ten nie był skupiony w w ą
skiej strefie a, dotyczył raczej pewnej tendencji obszaru (Cloąs, 1955;
Tanner, 1962; Tchalenko, 1970; Jaroszewski, 1974). Odbywał się on też najprawdopodobniej w kom presyjnym reżim ie mechanicznym. Do tego system u uskoków należy zapewne także dyslokacja fleksury czatko- wickiej.
W paleozoicznym podłożu obszaru położonego w rejonie Zawiercia i Łaz Bednarek (1974) dopatruje się istnienia zespołu południkowych lub NNE— SSW uskoków przesuwczych o prawoskrętnym zwrocie przem ie
szczeń. Odpowiadają one przypuszczalnie opisanym tutaj dyslokacjom.
O g ó l n a c h a r a k t e r y s t y k a s i e c i u s k o k ó w p i ę t r a w a r y s c y j s k i e g o r e j o n u d ę b n i c k i e g o
W edług Bogacza (1977) piętro w aryscyjskie rejonu dębnickiego nosi znamię intensyw nie rozwiniętej tektoniki uskokowej. W obrazie karto
graficznym tego rejonu (fig. 1), uskoków o zdecydowanie waryscyjskich cechach jest niew iele. Jest to, jak się wydaje, wyrazem trudności w ich dokumentowaniu. Dlatego też analiza mapy nie wnosi wiele, informacji o naturze w aryscyjskiej sieci uskokowej tego rejonu. Rozważania takie muszą się zatem z konieczności opierać na obserwacjach drobnostruktu- ralnych i analizie takich sieci w obszarach przyległych. W ydaje się, że uskoki można odnieść do system ów równoleżnikowych i południkowych deformacji, reprezentujących główne kierunki strukturalne.
Równoleżnikowe i zbliżone do nich ścięcia i drobne uskoki gene
ralnie o zrzutowo-norm alnym układzie cech kinem atycznych, o ile można wiązać z waryscyjskim cyklem tektonicznym, to w stosunku do prze
biegu fałdów Fj zajmują położenie podłużne. Jedną z m ożliwości jest
— 231 —
zaliczenie do tego system u dyslokacji o przebiegu zbliżonym do NWW—
SEE w ystępującej w dolinie Czernki (fig. 1, 18).
Znacznie intensyw niej zarysow uje się związek tektoniki uskokowej z południkow ym kierunkiem strukturalnym . Jest on realizow any przez zrzutowo-przesuwcze i przesuwcze uskoki NNE— SSW m ające swe od
bicie tak w obserwacjach drobnostrukturalnych, jak i w obrazie k arto graficznym. D robne uskoki i ścięcia o południkowych biegach są porów nyw alne z itym kierunkiem strukturalnym . Ich różna charakterystyka kinem atyczna mogła być spowodowana przez cykl układów pola n ap rę
żeń o rzeczyw iście odm iennych cechach m echanicznych, jak rów nież przez lokalne zróżnicowanie tego pola. W ogólnym obrazie tektoniki tego re jonu w ystępuje tendencja wiązania odkształceń rów noleżnikowych z fał
dowaniem, natom iast deform acji południkowych z tektoniką uskokow o- -fleksuralną (Bogacz 1977).
TEKTOGENEZA PALEOZOIKU DĘBNICKIEGO
Tektogeneza p iętra w aryscyjskiego rejonu dębnickiego stanowi proces przyczynow o-skutkow y składający się z kilku etapów (Bogacz, 1977; K ro
kowski, 1977). E tapy te trudno na razie utożsamić z poszczególnymi fa
zami orogenezy w ary scyj skie j. Można natom iast określić ich w zajem ne relacje czasowe, co um ożliwia odtw orzenie ewolucji zjaw isk tektonicz
nych. System y tektoniczne Fx i F2 mimo swego głównego znaczenia geo
m etrycznego w yznaczają w znacznym stopniu również pewne charakte
rystyczne etapy rozw oju procesu tektogenezy.
N o r m a l n o - z r z u t o w e p o l e n a p r ę ż e ń s p r z e d o k r e s u f a ł d o w a n i a
Genezę stylolitów związanych z powierzchniam i międzyławicowymi o pręcikach prostopadłych do uław icenia można wiązać z okresem sprzed rotacji w arstw spowodowanej fałdow aniem F^ Pow stały one w graw i- tacyjno-norm alnym układzie pola naprężeń (ох — pionowe). N ajpraw do
podobniej w iele m ałych nieciągłości o charakterze norm alno-zrzutow ym w ystępujących w utw orach paleozoicznych rejonu dębnickiego można odnieść zapewne do tego okresu tektonicznego. Miejscami m ają one n a
w et ch arak ter konsedym entacyjnych.
E t a p F x
Etap tektoniki związany z fałdowaniem F x stanow iąc jednorodny sy
stem posiadał różne charakterystyki układu pól naprężeń.
Cios w aryscyjski związany był najpraw dopodobniej z tym sam ym okresem orogenicznym, który przyniósł fałdowanie F x. Pow stał on w wa
— 232 —
