Główne etapy ewolucji geologicznej zachodniej Tetydy - zarys problematyki

(1)

Kwartalnik Geologiczny, t. 33, nr 3/4, str. 401-412

J6zef WIECZOREK

G16wne etapy ewolucji geologicznej zachodniej Tetydy - zarys problematyki*

W ewolucji medyteranskiego sektora Zachodniej Tetydy wyr6Zniono trzy zasad- nicze etapy: przedoceaniczny (p6iniej perm - wczesna jura), oceaniczny (srodkowa jura - srodkowa kreda) i etap zamykania Tetydy (srodkowa kreda - paleogen).

Medyteranska ^cz~scTetydy w sensie paleogeograficznym nie byla oceanem. Region ten pozostawal pod wplywem lateralnych ruch6w Afryki wzgl~dem Europy i w jego historii znaczn& rol~ odgrywaly ruchy przesuwcze. G16wne etapy eW01ucji Tetydy mazna odczytac w rozwoju palskiej cz~sci Karpat, szczeg61nie Tatr.

WSTE)P

Przejawy ruchow tektonicznych stwierdzane na ma!y"h obszarach Sq

cz~o odzwierdedleniem wydarzeil geologi=ych zachodzqcych w skali duiych regionow, a nawet ca!ego globu. Nawet na niewielkich obszarach mozna Sledzic skutki l'ozpadu czy konwergencji kontynent6w, rozrastania czy skracania den oceanicmych, a takie skutki ruch6w przesuwc.zych czy ruch6w pionowy:ch. Warto zatem rozpatrzyc, w jaki sp<ls6b rosta!y zare- jestrowane na ziemiach polskich ruchy tektoniczne cyklu alpejskiego zwiqzane z ewolucjq Tetydy, czyli tego oceanu, z kt6rego zrodzily si<:

!ailcuchy aJpejskle, w tym i nasze Karpaty. Wydarzenia te me pozosta!y bez wp!ywu na histori<: szelfu Tetydy, czyli na znacznq cz<:sc platformo- wej Polski.

* Artykul przedsta.wia gl6wne tezy reteratu wygloszonego na sesji naukowej z cyklu

"Historia ruch6w tektonicznych na ziemiach polskich", marzec, 1986 r.

(2)

402 J6zef Wieczorek

KONCEPCJE TETYDY

Koncepcja rozleglego morza poloi07lego nti~dzy Eurazj'l a Gondwan'l

wysuni~ta zostala przez M. Neumayra w 1886 r. a nazwa Tetyda dla tego zbiornika zostala zapropanowana przez E. Suessa (E. Suess, 1893; H. C.

Jenkyns, 1980). Tetyda stanowila zbiornik, z ktorego w kilku etapach zarowno mezozoicmych, jak i kenozoicznych, powstaly !ancuchy alpejskie od Meksyku n.a zachodzie po Indonezj~ na wschodzie. Z Tetydy powstaly rowniei Karpaty, a warto' tu przypomniec, ie jui podczas wystawy w Mu- zeum Tatrzanskim, przygotowanej w 1901 r. przez M. Limanowskiego i Witkacego bezpo§rednio przed Mi~dzynarodowym KO'Ilgresem Geologicz- nym w Wiedniu, gablota obrazuj'lca jurajsk'l histori~ Tatr opatrzona by-

!a tytulem "Ocean Tetydy'W miejscu Tatr" (S. Malkowski, 1949).

Baseny Tetydy poloione na wschod od strefy Wardaru okresla si~

mianem Tetydy Wschodniej (J. G. Ogg i in., 1983) 0 bardzo zloionej i nie najlepiej jeszcze poznanej historii (A. M. C. Sengfu, 1985; A. M. C. Sen- gor, K. J. Hsti, 1985). Baseny Tetydy polocone na zachOd od strefy War- d·STU naleiq do Tetydy Zochooniej, gdzie wydziela si~ trzy sekeory: m2dy- teranski, atlantycki i karaibski. Baseny te, szczegolnie w okresie poznej jury i wczesnej kredy, mialy dDbre pol'lczenia zarowno powierzchniowe, jak i gle:bokowodne,charakteryzowaly si~ podobnymi facjami (facje typu rosso ammonitico, rDSSO ad aptici, radiolaryty lub muly radiolariowe, facja maiolica -czy demne margIe fukoidC\we - -por. rowniei D. Bernoulli, 1972) a takie -podobnymi zespolami skamienialosci zarowno mikro--, jak i makrofauny.

Atlantycka cz~sc Tetydy pozostala do dnia dzisiejszego rozrestaj'lcym siG zbiornikiem, ktoriego niezdeformowane jurajskie (od srodkowego kelo- weju) i mlodsze osady lei'l na skorupie oceanicznej, a dobrze zdefinio- wane brzegi maj'l nada! charakter brzegow ,pasywnych. Mimo ie osady znajdujlj sie: pod przykTyciem wody, ewolucja ·tej cze:sci Tetydy jest lat- wiejsza do odtworzenia nii ewolucja poz-osialych cz~sci Tetydy Zachod- niej. Osady medyteranskiego i slabiej 'poznanego karaibskiego sektora Te- tydy ulegly wielokrotnym deformacjom i zwykle przemieszczeniom, stqd tei rekonstrukcje palinspastyczne, a rowniei okreslenie brzegow tych

cz~Sci Tetydy natrafiajlj na 'Powaine trudnooci i slj w roiny sposob przez autorow interpretowane (R. TrUmpy, 1960, 1982; A. G. Smith, 1971; J. F.

Dewey i in., 1973; H. Laubscher, D. Bernoulli, 1977; B. Biju-Duval, L. Montadert, 1977; J. E. T. Channell i in., 1979; A. Aubouin i in. 1980;

J. Dereourt, L. P. Zonenshain i in., 1986).

W medyteranskim sektorze Tetydy trudnooc "prawia okreslenie polozenia strefy osiowej zbiornika, a ·tym samym rozdzielenie 'Polnocnych i poludniowych brzegow Tetydy. Nieciljgle i zapewne r6i.nowiekowe pasma wyste:powania skal ultrazasadowych me dajlj 'Podstaw do jednoznacznych rekonstrukcji paleogeograficznych. Jest natomiast dobrze uzasadnione, ie historia medyteranskiej cze:Sci Tetydy pozosiawala pod iWplywem laie- ralnych ruchow mie:dzy plyt!\ afrykansk'l a eurazjatyck,\, zachodz'lcych od srodkowej jury i zwiqzanych z kolejnymi etapami otwierania Atlan- tyku (J_ F. Dewey i in., 1973; W. S"hwan, 1980; W. Fri;ch, 1981). Nalei.:·

przy tym zamaczyc, ie lateraJne ruchy powodowaly rownoczesnie wa- runki tensyjne w jednych regionach a kompresyjne w drugich, na co mial

(3)

G16wne etapy ewolucji geologicznej... 403 - - .. - - - - - - -- - - = . : niewljtpliwie wplyw skomplikowany ksztalt brzegow, w tym obecnose polwysp6w (Adria - J. E. T. Chanell in., 1979) ezy tez mikrokontynen-

tow (Apulia - J. F. Dewey i in., 1973; Kreios _. A. Tollman, 1984; Ti- sia - S. Kovacs, 1982).

Mimo tyeh komplikaeji Zachodnia Tetyda ma prostsz,! histori~ nii Te- tyda Wschodnia, gdzve jui obecnie moina rozpoznae wyrazny dualizm orogen6w alpejskich (A. M. C. Senger, K. J. Hsii, 1984; A. M. C. Senger, 1985), kt6re powstaly z permo-jurajskiej Paleotetydy, b,!dz tei z jurajsko- -paleogenskiej N eotetydy. W kierunku wschodnim maina sledzie dywer-

gencj~ tych pasm faldowych. Ku zachodowi przebieg kimerydow, czyli pasm powstaJych z Paleotetydy, nie jest calkiem jasny, jak rowniei nie- moZhwe jest wyrazne .addzielenie w paleogeografii Paleo- i Neotetydy.

Naleiy tu jeszcze nadmienie, ie jurajsko-paleogenski sektor Tetydy, po- loiony mi~dzy Afryklj a Angli,!, francuscy geolodzy nazywajlj Mesoge,!

(B. Biju-Duval, L. Montadert, 1977).

W doty"hczasowych scenacriuszach ewolucji Tetydy Karpaty nie byly w do<tateczny sposob uwzgl~dniane. Bez historii Karpat, historia Zachod- niej Tetydy jest' jednak niepelna. Rowniez w 'polskich Karpatach moina odczytae glowne wydarzenia w historii Tetydy, zarowno w TOZWOjU fa- cjalnym, jak i bardziej oczywistych przejawach niepokoju tektonicznego.

Te zagadnienia s,! tu jedynie sygnalizowane, gdyz b~dlj one przedmiotem obszerniejszego opracowania.

GLOWNE WYDARZENIA W EWOLUCJI ZACHODNIEJ TETYDY Niew'!tpliwie szczegolnym wydarzeniem w ewo·lucji Zachodniej Tety- dy byl rozwoj skorupy oceanicznej, mimo ie partie dna 0 takiej skorupie nie osi'lgn~ly znacznych szerokoSci na odcinku medyteranskim (J. Der-

·court i in., 1986). Nazwa "ocean" dla medyteranskiej cz~sci Tetydy moie bye stosowana jedynie w cudz)'Elowie, gdyi w sensie geograficznym rejon ten prawdziwym oceanem nie byl. Dla medyteranskiego odcinka Tetydy mozna wydzielic trzy et'apy rozwoju: etap "przedoceaniczny" trwaj,!cy od pDinego permu po wczesn'! jur~; etap "oceaniczny" (ok. 60 min lat) - od jury srodkowej do srodkowej kredy oraz etap zamykania ,.oceanu" - od srodkowej kredy po paleogen.

Nalezy tu nadmienic, ie znaczne obszary medyteranskiej cz~sci Tety- dy rozwini~te byly na skorupie kontynentaInej i scienionej (J. Dercourt i in., 1986). Granice Tetydy wykiraczac mogly daleko poza stref~ skorupy oceanicznej, bowiem Tetyda zostala zdefiniowana w oparciu 0 kryteria fa- cjaIne i biogeograficzne. Uwaiane za gl~bokowodne facje radiolarytowe, facje pelagieznych wapieni czy flisz mogly wystwowac zarowno na skorupie oceanicznej, jak i kontynentaJnej. Tetydzka faunacz~sto migrowala nawet na .abszary epikontynentalne i nie stanowi scislego kryterium polo- iema brzegow Tetydy.

ETAP .. PRZEDOCEANICZNY"

P 0 z n y per m - w ez e s n a j u r a. Jest to etap rozrastania si~

zbiornika Tetydy w kierunku zachodnim.

(4)

P 0 Z n y per m - ani z y k. W tym okresie Tetyda w wyniku stopniowej transgo-esji rozszerza si~. Facje terrygeniczne i ewaporetowe permu i wc:zesnego triasu Sq 'zast~powane facjami w~glanowymi, ktore w anizyku dominujq w medyteranskiej Tetydzie (R. Brandner, 1984). Do- chodzi wtedy do powstania rozlegiej platformy w~glanowej. Proces ten moZna rowniez sledzie w naszych Tatrach. Zarowno w sekwencji wierchowej, jak i kriZnianskiej facje terrygeniczne zast~powane Sq facjami lagunowymi (lmmpil) a w koncu facjami w~glanowymi piytkiego morza (anizyk). Na przedpolu Tetydy ukszta!towany zostai zhiomik epeiryczny- gerrnanski (P. A. Ziegler, 1982) oddzielony cz~sciowo od Tetydy waiem wlndelicko-beskidzkim. WyraZane Sq najcz~sciej opinie, ie ruchy tekto- ni=e na ohszarze tego waiu odgrywaly giownq rol~ w ksztaHowaniu po- lqczen mi~zy Tetydq a basenem germanskim. Nie moina jednak wyklu- czye roli 'eustatycznychzntian poziomu morza (P. A. Ziegler, 1982;

R. Brandner, 1984), ktore mog!y dawae podohne efekty paleogeograficzne.

Ani z y k - k a r n i k. Jest.to okres niepokoju tektonicznego za- znaczajqcego si~ rOZ'padem platformy w~glanowej, tworzeniem gl<choko- wodnych basenow, a takie aktywnosciq wulkanicznq. Momenty powstania basenow by!y niece rOine, a ich rozwoj zwi,!zany byl z tektonikq ten- syjn,! ZIllacz,!c,! okres ryftowania wygasaj,!cego w poznym triasie (T. Bech- stiidt i in., 1978). Do basenow zalozonych w anizyku naleiy hasen Lago- negro w Apeninach Poludniowych i basen Budva-Cukali-Pin~oo w Dyna- rydach i Hellenidach. Ruchy masowe i sedymentacja turbidytcwa charakterysty;czna dla ty0h basenow wi'!zana jest z faz'! tektonicZllq "Montene- gro", w ,CIZ.asile ktorej mogia 10kalnie zamaczae si~ rowniez kompresja (R. Brandner, 1984).

Pod koniec anizylru i w ladynie zaioione zostaly baseny w A1pach Poiudniowych, w strefie Drauzug, w P6lnocnych Alp:lch Wapiennych, a tak;;e w Karpatach centralnych (Silicicum). Rownie;; w naszych Tatrach ten clap tworzen;a basenow srodkowotriasowych jest zaznaczony. Podob- ne jak w strefie austroalpejskiej (pOO'. D. Schlager, W. SchOllnberger, 1974) basenowe facje (warstwy z Reifling, warstwy z Partnach z osuwi- skami podmorskimi) moina obserwowac w iusee Furkaski - Korycisk.

Zasadowy wulkanizm zwiqzany z ryftowaniem charakterystyczny jest glownie dla basenow Dolomitow i Dynarydow (J. Bebien i in., 1978) a takie dla &erii Meliaia i dla jecinostek transylwanskich w Karpatach (poI'.

D. Hovorka, 1985). W strefie liguryjsko-piemonckiej niektore gabra majq rOwnie;; wiek triasowy (J. Carpena, R. Caby, 1984). Chyba nie doozio jednak do rozwoju ryftowania i utworzenia skorupy oceanicznej w medyteranskim sektocr~ Tetydy podczas triasu. Ryftowanie triasowe wykazuje tenden"je do zamierania, a w rozwoju basenow obserwuje si~ wklraczanie facji piytkowodnych, co moina Towniei; wykazao w Tatrach w iusce Fur- kaski-KoryC'isk (rozw6j facji Wetterstein).

W karniku w wielu regionach alpejskich pojawiajq si~ faeje terryge- niezne (warstwy z Raibl w Alpach Poludniowych, warstwy z Lunz w Pol- nocnych Alpach Wapiennych i w Kaypatach We\';n~trznych), kt6re moina wiqzac z ruchami tektonicznymi fazy labinskiej. Ruchy blokowe tej fazy daj'l si~ odczytac takie w strefie wierchowej Tau (Z. Kotanski, 1961).

(5)

G16wne etapy ewolucji geologicznej ... 405

- - - -- - - -

Po z n y t ria s - w c z e s n a j u r a Jest to okres istnienia rozle- glej platformy w~glanowej w medyterailskiej Tetydzie (D. Bernoulli, H. C. Jenkyns, 1974) i stosunk·owego spokoju tektorricznego. Rozlegly za-

si~g facji dolomitu glownego (Hauptdolomit, Dolomia Principale) wyst~

puj'lcego zar6wno w Alpach Poludniowych, w Polnocnych Alpa"h Wa- piennych, jak i w Karpatach Wewn~trznych, swiadczy 0 proc,esie stop- niowego niwelowarua zroznicowanej morfologii Srodkowego triasu. Nie- ktore baseny jednak przetrwaly, co m. in. dokumentuje facja wa:pieni halsztackich, ktorej zasi~g jest znacznie wi'lkszy niz dotychczas przy- puszczano (S. Kovacs, 1980), ⁰czym swiadczy znalezienie tej facji rowniez w Mgerii (Z. Kotailski, 1980). Od ,wczes.nej jury zaznacza si~ rozpad platformy w~gjanowej, ktory to proces osiqga kulminacj~ w toarku (D. Ber- noulli, H. C. Jenkyns, 1974). Wydarzenia te zwi'lzane s'l z ryftowaniem poprzedzaj'lcym otwarcie "oceanicznej" strefy Jiguryjsko-piemonckiej (M.

Lemoine, 1983).

W poJskiej cz~sci Karpat glownie w'lg.Janowy rOZiw6j g6,rnego triasu i dolnej jury mozna obserwowac w jednostkach choozailskich. Pod koniec wczesnej jury strefa Hro-ni,cum ulega pogr'lzaniu, co dokumetuj'l pelagiczne wapienie. W strefie Fatricum i Tatricum historia poinego triasu i wczesnej jury jest bardziej u.rozmai<Xlilla. Facje terrygeniczne tu dominujq, a jedynle w retyku krizniailskim facje lW~glanowe odgrywaj'l wi~k

szq rol~. Zar6wno region wierchowy, jak i krizniailski wykazuj e zna,cznq mobilnoSi: w pMnym masie i wczesnej jurze. Pogh:bianie basenu kriz- niailskiego zaznacza si~ juz w synemurze ~poczqtek sedymentacji ciem- nydl margJi i wapieni iplamistych), ale ruchy ,tektoniczne powodujq zroz- nicowanie tej strefy na obszary nieco wyniesione (jednostka Bobrowca) i basenowe (jednostka Hawrania). Powszechna w Tetydzie aktywnosc te- ktoniczna w toarku zaznaczyla si~ rowniez w jednostce Bobrowca. Powy- zej spogiolit6.w domeru wyst~puj'l tam wapienie krynoidowe, wapienie zelazisto-manganowe i cZerwone wapienie z konkrecjami zela:zistymi i stromatolitami wskazujqce na okresowe splycenie poprzedzajqce etap po- grqzenia srodkowo- i poznojurajskiego.

ETAP "OCEANICZNY"

S rod k 0 w a j u r a - s rod k 0 w a k red a. Z etapem tym zwiqzany jest rozwoj skorupy oceanicznej w zachodniej Tetydzie. Powstanie skorupy oceanicznej w atlanty<lkiej cz~sci Tetydy datowane jest na schy- lek jury Srodkowej (F. M. Gradstein, R. E. Sheridan, 1983). Ofiolity strefy liguryjsko-piemonckiej w glownej mierze powstaly takze na pTZelo- mie jury srodkowej i gornej. Jurajski wiek majq rowniez ofiolity sUrefy Wardam i Mureszu (A. Knipper, i in., 1986; D. Hovorka, 1985). Strefy skorupy oceanicznej medyterailsklej ,cz~sci Tetydy nie osi'lgn~ly znacznych szerokosc.i. lch rozwoj trwal ok. 60 mIn lat. Juz pod koniec jury

zw~zeniu uJegly strefy Wardaru i Mureszu. W strefie Jiguryjsko-piemonckiej skracanie skorupy oceanicznej rozpoczyna si~ nie p6zniej niz w Srodkowej kredzie. Ofiolity tej strefy wykazuj'l cechy ofiolit6w charakte- rystycznych dla malych basenow oceanicznych (U. Poignante in., 1986). Brak jest tu swiadectw istni€7lia grzebietow oceanicznych, natomiast licz- ne brekcje ofiolitowe wskazuj'l na istnienie uskok6w transformacyjnych (H. J. Weissert, D. Bernoulli, 1985). Ponadto ruchy przesuwcze stwier-

(6)

dzane S'l wzdlui; linti Anzio-Ancona, Emilia, &utari-Pec, a lakze w rejo- nie Salzburga, czyli w regi<lllach ota'czaj'lcych stre.f<: "oceanicznq".

"Ocean" liguryjsk<l-piemoncki polqczony byl z atlantyckfj cz<:sciq Te- tydy wzdluz uskoku transformacyjnego Maghreb-SycyJia. Rowniez mi~dzy

brzegiem eUr<lpejskim a p6lnocnym brzegiem Adrii (Apulii) postulowany jest uskok transformacyjny, kl6rego istnienie najlepiej jest udokumenlo- wane w strefie Valais (P. Homewood, 1983) a jego przedluzenie w kierunku wschodnim (Alpy Wschodnie, Karpaty) nie jest zupelnie jasne, ale bardzo prawdopodobne (R. Hesse, 1982; J. Wieczorek, W. Zuchiewicz, 1986). Mobilnose ·basenu Karpat fliszowych (pojawianie sic, wewnqtrzba- senowych grzbiet6w, zmiany ich aktywnosci, polozenia) oraz ub6stwo do- wod6w na istnienie skorupy oceanicznej sugeruj,! rozw6j lego basenu w strefie dzialania ruch6w przesuwczych. Basen cieszynski z olistostromami, intruzjami i wylewami cieszynit6w rna charakler basenu pull-apart za- 10zOillego pod koniec jury.

Pol'lczenie oceaniczne mi<:dzy slref,! liguryjsko-piemonckq a "Iref'l Wardar-Muresz-Transylwania, sugerowane przez M. Sandulescu (1984), nie jest potwierdzone danymi geologicznymi. Nalezy pami<:tae, ze w Za- toce Kalifornijskiej w'!ska strefa skorupy oceanicznej ku p6!nocy zanika

j przechodzi w stref<: skorupy Iwntynentalnej. Pod<lbny przypadek mozna wskazae dla Zatoki Adenskiej i Morza Czerw<lnego. W rekonstrukcjach palinspastycznych nie naJezy zatem l'lczye ze sob'l odosobnionego wyst<:- powania ofiolitow, jesli dane geologiczne w jednoznaczny spos6b na takie polqczenie nie wskazuj'l. Skaly ultrazasadowe strefy liguryjsko-piemon- okiej oraz Transylwanii i strefy Mureszu oraz Wardaru nie musz'l sta- nowie pozostalosci ci'lglej strefy skorupy oceanicznej. Mogly si<: tworzye w malych basenach "oceanicznych" pol'lczonych strefq uskok6w transformacyjnych.

Podczas jury srodkowej i pOinej w Zachodniej Tetydzie dominuje tensja. Jest to okres ksztalt<Jwania si<: ·charakterystycznego ukladu base- n6w i wyniesien podmorskich, kt6ry mozna odczytae na podstawie anali- zy facji (D. Bernoulli, H. C. Jenkyns, 1974). Dla basenow charakterysty- czne Sq pelagiczne wapienie, radiolaryty, turbidyly, a dla wyniesien pl)rt- kowodne facje w<:glanowe. Platformy w<:glanowe (wyniesienia) maj'l ten- dencj<: do pogr'lzania i wowczas facje typu bahamskiego zast<:powarie S'l facj'l rosS() ammonitico, a na przelomie jury i kredy facj'l maioliea. Taki model rozwoju obserwujemy w polnocnych Apeninach i AJpach Zachod- nich, natomiast w Apenlnach poludniowych i w Dynarydach uklad base- n6w i wyniesien jest bardziej konserwatywny. Na wyniesieniach facje plytkowodne panujq az do poznej kredy (J. E. T. Chanell i in., 1979).

Ten generalnie tensyjny etap rD'zwoju Zachodn~ej Tetydy mozna rowniez odczytac w pr<lfilach Tatr i pieniilskiego pasa skalkowego. Basen kriZnianski ulega p<lgrllzaniu, co dokomentujq facje - radiolaryty, rossO ammonitico, rosso ad aptici, maiolica, margIe plamiste z turbidytami wa- piennymi i terrygenicznymi. Nie jest pewne, kiedy basen kriZnianski osi'lgn'll stadium przegl<:bienia, gdyz radiolaryty niekonieczme musz'! bye nai/!!<:bszym ulworem, zwazywszy na bardzo prawdopodobne zmiany polozenia poziomu kompensacji kalcytowej podczas p6znej jury (por. H.

Laubscher, D. Bernoulli, 1977; E. L. Winte""r, A. Bosellini, 1981; J. Wie- czorek, 1983),

(7)

Gl6wne etapy ewolucji geologicznej ... 407

Strefa wierchowa stanow; platform~ ulegajqcq pod kaniec jury Srod- kowej pogrqZaniu, kt6remu towarzyszq ruchy tektoniczne znaczone pi~k

nymi dajkami neptunicznymi widocznymi w sciana·oh Giewontu, Czuby J aW<Jrzyiiskiej, Krzesanicy i Rz~d6w pod Ciemrriakiem. Z pogrqzaniem platformy wierchowej zwiqzane s'l skondensowane stratygraficznie facje ze stromatolitami (baton), szare ; czerwone wapienie bulaste i biale pe- Jagicz:ne wapienie. Obecnosc facji urgonu swiadczy 0 splyceniu strefy wierchowej we wczesnej kredzie.

Podzia! na baseny i wyniesienia jest r6wniez charakterystyczny dla pieninskiego pasa skalkowego, VI kt6rym wyrainie zaznaczajq si~ ruchy tektoniczne na pogranic2lu jury i kredy (K. Birkenmajer, 1977).

Szczeg6lnie waznym wydarzeniem w Tetydzie bylo zamkni~cie na pograniczu jury i J<aoedy strefy Wardaru, co ogranlczylo polqczenia mi~

dzy zachodniq i wschodniq cz~sciq Tetydy (J. Ogg i in., 1983). W P61- nocnych AJpach Wapiennych pod koniec jury lokalnie notowane Sq gra- witacyjne ruchy nasuwcze (A. Tollmann, 1987).

ETAP ZAMYKANIA TETYDY

S rod k 0 w a k red a - p a leo gen. Jest to stadium kompresji i zamykania medyteranskiej cZ~Sci Tetydy. Eliminowana jest skorupa oceaniczna w wyniku subdukcji. Cechq charakterystycznq jest r6wniei sedymentacja duiej miqZszoSCi osad6w flisz,owych szczeg6lnie rozwini~

tyoh w Karpatach.

Kolejne etapy deformacji osad6w w medyteranskiej Tetydzie nie Sq synchroniczne. Nasilenie ruch6w tektonicznych przypada na Srodkowq

kred~, turon, kampan, eocen-oligocen oraz miocen (por. R. Trumpy, 1973;

J. Debelmas i in., 1983).

W Tatrach ruchy nasuwcze mialy zapewne miejsce pod koniec turonu, w pieninskim pasie skalkowym moina wydzielic kilka etap6w deformacji w p6znej kredzie i w trzeciorz~dzie, a w Karpatach fliszowych gl6wne ruchy nasuwcze mialy miejsce po wczesnym miocenie, jakkolwiek stwierdzane Sq deformacje osad6w OOnoszone do wczeSnieiszych faz tektonicznych (por. K. Birkenmajer, 1986; J. Lefeld, J. Jankowski, 1985; W. Si- kora, 1970; K. Zytko, 1985).

Inslytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellonskiego Kr<l;'·l\v. ul. Oleandry 2'1

Nadeslano dnia- 16 wrzesnJa 1988 r.

PISMIENNICTWO

AUBOUIN J., DEBELMAS J., LATREILLE M. (1980) - Geologie des chaines alpi- nes issues de la Tethys, Mem. B. R. G. M., no 115, p. 355.

BE BIEN J. I IN. (1978) - Le volcanisme triasique des Dinarides en Yougoslavie: sa place dans l'evolution geotectonique peri-mediterraneenne. Tectonophysics, 47, p. 159-176.

BECHSTADT T., BRANDNER R., MOSTLER H., SCHMIDT K. (1978) - Aborted rifting in the Triassic of the Eastern and Southern Alps. N. Jb. Geol. Palaont.

Abh., 156, p. 157-170.

(8)

408 J6zef VVieczorek - - - -- - _.

BERNOULLI D. (1972) - North Atlantic and Mediterranean Mesozoic facies: a com- parison. In Repts. DSDP, 11, p. 801-87l.

BERNOULLI D., JENKYNS H. C. (1974) - Alpine, Mediterranean and central Atlantic Mesozoic facies in relation to the early evolution of the Tethys.

SEPM, spec. pub!" 19, p. 129-160.

BIJU-DUVAL B., MONTADERT L. - eds. (1977) - Structural history of the Me- diterranean basins. Editions Technip. Paris.

BIRKENMAJER K. (1977) - Jurassic and Cretaceous lithostratigraphic units of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland. Stud. Geol. Po1., 45.

BIRKENMAJER K. (1986) - Stages of structural evolution of the Pieniny Klippen Beft, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 88, p. 7-32.

BRANDNER R. (1984) - Meeresspiegelschwankungen und Tektonik in der Trias der NW-Tethys. Jb. Geo!. B.-A. Wien, 126, p. 435-475.

CARPENA J., CABY R. (1984) - Fission-track evidence for Late Triassic oceanic crust in the French Occidental Alps. Geology, 12, p. 108-111.

CHANNELL J. E. T., D'ARGENIO B., HORVATH F. (1979) - Adria, the African promontory, in Mesozoic Mediterranean palaeogeography. Earth-Sci. Rev., 15, p. 213-292.

DEBELMAS J., ESCHNER A., TRUMPY R. (1983) - Profiles through the Western Alps. Geodynamic Ser., 10, p. 83- 96.

DERCOURT J., ZONENSHAIN L. P. I IN. (1986) - Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the Lias. Tectonophysics, 123, p. 241-315.

DEWEY J. F., PITMAN III W. C., RYAN W. B. F., BONNIN J. (1973) - Plate te- ctonics and the evolution of the alpine system. GSA Bull., 84, p. 3137-3180.

FRISCH W. (1981) - Plate motions in the Alpine region and their correlation to the opening of the Atlantic ocean. Geo!. Rdsch., 10, p. 402--411.

GRADSTEIN F. M., SHERIDAN R. E. (1983) - On the Jurassic Atlantic Ocean and a synthesis of result of Deep Sea Drilling Project Leg 76. In Repts. DSDP, 16, p. 913- 943.

HOMEWOOD P. (1983) - Palaeogeography of alpine flysch. Palaeogeogr. Paleoecol.

Paleoclim., 44, p. 169-184.

HESSE R. (1982) - Cretaceous-Palaeogene flysch zone of the East Alps and Car- pathians. In: Trench-Forearc Geology. Geol. Soc. (London), Spec. Pub!', 10, p.471-494.

HOVORKA D. (1985) - Ultramafic rocks of the Western Carpathians. Czechoslo- vakia. Geol. Ustav D. Stura. Bratislava.

JENKYNS H. c. (1980) - Tethys: past and present. Proc. Geol. Ass., 91, p. 107- -118.

KNIPPER A., RICOU L. E., DERCOURT J., (1986) - Ophiolites as indicators of the geodynamic evolution of the Tethyan ocean. Tectonophysics, 123, p. 213-240.

KOTANSKI Z. (1961) - Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii pasma wiercho- wego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11, p. 187--412, nr 2.

KOTANSKI Z. (1986) - Alpejskie facje triasu w zachodniej cz~sci obszaru medi- teranskiego. Prz. Geol., 34, p. 627-635, nr 11.

KOVACS S. (1980) - Paleogeographical significance of the Triassic Hallstatt lime- stone facies in the North Alpine facies region. Fold. Koz1., 110, p. 360- 381.

KOVACS S. (1982) - Problems of the "Pannonian Median Massif" and the plate tectonic concept. GeoI. Rdsch., 71, p. 617-640.

(9)

G16wne etapy ewolucji geoiogicznej.,. 409

LAUBSCHER H., BERNOULLI D. (1977) - Mediterranean and Tethys. In: The Ocean basins and margins, 4A. p. 1-28.

LEFELD J., JANKOWSKI J. (1985) - Model of deep structure of the Polish Inner Carpathians. Pub!. Inst. Geoph. Po!. Acad. Sci. A-16 (175), p. 71-100.

LEMOINE M. (1983) - Rifting and early drifting: Mesozoic Central Atlantic and Ligurian Tethys. In Repts, DSDP, 76, p. 885-895.

MALKOWSKI S, (1949) - 0 pierwszej w Polsce nowozytnej wystawie geologicznej, Wiad. Muzeum Ziemi, 4, p. 287-294.

OGG J. G., ROBERTSON A. H. F., JANSA L. F. (1983) - Jurassic sedimentation history of Site 534 (Western North Atlantic) and of the Atlantic-Tethys sea- way. In Repts. DSDP, 76, p. 829-884.

POGNANTE U., PEROTTO A., SALINP C., TOSCANI L. (1986) - The ophiolitic peridotites of the Western Alps: record of the evolution of a small oceanic- -type basin in the Mesozoic Tethys. Tschermarks Min. Petro Mitt., 35, p. 47- -65.

SANDULESCU M. (1985) - Geodynamic evolution of the Tethyan suture zone in the Carpatho-Dinaric area, Proc reports, XII-th Congress KBGA, p. 50-52 SCHWAN W. (1980) - Geodynamic peaks in alpinotype orogenies and changes in ocean-floor spreading during Late Jurassic-Late Tertiary time. AAPG Bull., 64, p. 359-373.

SCHLAGER W., SCHOLLNBERGER W. (1974) .- Das Prinzip stratigraphischer Wenden in der Schichtfolge der Nordlichen Kalkalpen. Mitt. Geol. Ges. Wien'j

66- 67, p. 165-193.

SENGOR A. M. C. (1985) - Die Alpiden und die Kimmeriden: Die verdoppelte Geschichte der Tethys, GeoL Rdsch., 14, p. 181-213.

SENGOR A. M. C., HStJ' K. J. (1984) - The Cimmerides of the Eastern Asia: history of the eastern end of the Palaeo-Tethys. Mem. Soc, Geol. France, 147, p. 139-169.

SIKORA W. (1970) - Tectonic phases in the geosyncline of the Polish Outer Carpa- thians. I Symp. 0 orogenim fazama u prostoru alpske Evrope Beograd-Bor, September, 1970, p. 65-82.

SMITH A. G. (1971) - Alpine deformation and the oceanic areas of the Tethys, Mediterranean, and Atlantic. GSA Bull., 82, p. 2039-2070.

SUESS E. (1893) - Are great ocean depths permanent? Natural Sci., 1. p. 180-187.

TOLLMANN A. (1984) - Enstehung und fruher Werdegang der Tethys mit beson- derer Beriicksichtigung des mediterranen Raumes. Mitt. Osterr. GeoI. Ges., 77, p. 93-113.

TOLLMAN A. (1987) - Late Jurassic/Neocomian gravitational tectonics in the Northern Calcareous Alps in Austria. In: Geodynamics of the Eastern Alps, p. 112-125. Wien.

TRUMPY R. (1960) - Paleotectonic evolution of the Central and Western Alps.

GSA Bull., 71, p. 843-908.

TRUMPY R. (1973) - The timing of orogenic events in the Central Alps, In: Gra- vity and tectonics, p. 222-251.

TRtlMPY R. (1982) - Alpine paleogeography: A reappraisal. In: Moutain Building Processes, Academic Press.

WEISSERT H. J., BERNOULLI D. (1985) - A transform margin in the Mesozoic Tethys: evidence from the Swiss Alps. GeoI. Rdsch., 74. p, 665- 679.

WIECZOREK J. (1983) - Uwagi 0 facji "Ammonitico Rosso". Prz. Geo!. -31, p. 247- 252. nr 4.

(10)

410

--_ . __

^...^{_ - - -}

WIECZOREK J., ZUCHIEWICZ W. (1986) - Evolution models of hvo flysch basins:

the Northern Carpathians and the Southern Apennines-Discussion. Tectono- physics, 131, p. 171-181.

WINTERER E. L., BOSELLINI A. (1981) - Subsidence ;;.nd sedimentation on Juras- sic passive continental margin, Southern Alps, Italy. AAPG Bull., 65, p. 394- 421.

ZIEGLER P. A. (1982) - Triassic rifts and facies patterns in Western and Central Europe. Geel. Rdsch., 11, 747- 772.

ZYTKO K. (1985) - Some problems of a geodynamic model of the Northern Car- pathians. Kwart. Geol., 29. p. 85-107, nr 1.

103e<jJ BELJOPEK

rJIABHblE 3TAnbI rEOJIOrIl'lECKOA 3BOJIIOUIHI 3AnAAHOrO TETMCA - 0630P np06JIEMATMKM

Pe310Me

B 3alla,UHOii qaCTH TeTHCa MO)!{HO Bbl,UeJIHTb TpH CeKTOpa: Me,UHTeppal!- CKHH, aTJIaHTHqeCKHH H KapaH6cKHH_ KOHBeHL\IIOHaJIbHYIO rpaHHL\Y Me)!{,Uy BOCT04HOH II 3alla,UHOH 'laCTHMH TeTHca COCTaBJIHeT 30Ha Bap,Uapa.

B 3BOJIIOL\HII Me,UHTeppaHcKoro CeKTOpa MOlKHO Bbl,UeJIHTb TpH OCHOB- Hbl' nalla: «,UOOKeaHH'leCKHH» (1l03,UHaH nepMb - paHHHH IOpa), «OKea- HHqeCKHH» (cpe,UHHH IOpa - cpe'uHHH MeJI) H nall 3aKpblBaHHH TeTllc"

(cpe!\HHH MeJI - naJIeOreH) _ I1CTOpHH 3TOH qaCTH TeTHca HaXO,UHJIaCb no,U BJIHHHHeM 60KOBblX !\BH)!{eHHH Me)!{,Uy A<jJpHKaHcKoH I-I EBpoa3HaTcKoH llJII-I- TaMil, CBH3aHHblX C O'lepS,UHLIMH nanaMH OTKpblBaHHH ATJIaHTHqeCKOrO OKeaHa_ B noii 30He llepeMeCTHTeJIbHble ,UBHlKeHHH UrpaJIH oc06ylO POJIb.

Me,UHTeppaHCKaH 'laCTb TeTHCH 6bIJIa pa3BHTa rJIaBHLIM 06pa30M Ha KOH- THHeHTaJIbIloit H llOTeHeBllleit Kope. 30Hbl OKeaHHqeCKoit KOPbl (JIHrypHlI- CKO-llbeMOHTcKaH 30Ha, 30Ha Mypellla II Bap,Uapa) He ,UOCTHrJIH 3Ha'lHTeJIL- HOH lllllpHHbl, a HX pa3Bl!Tlle llpO,UOJI)!{aJIOCb OKOJIO 60 MJIH "eT. Me,UHTep- paHc,UaH qaCTb TeTHca B llaJIeOreorpa<jJHqeCKOM CMblCJIe HHKor,Ua He 6blJIa HOCTOHlllHM OKeaHOM. B «,UOOKeaHH'leCKOM» 3Talle 6acceiIH paClllHpHeTCH K 3alla,Uy. B cpe,UHeM Tpllace npOHCXO,UHT pH<jJTHHr, KOToporo npOHBJIeHHlI MOlKHO Ha6JIIO,UaTb TOH(e B nOJIbCKHX TaTpax (6acceHHOBaH ce,UIIMeHTaI(I1H - - CJIOH 113 Paii<jJJIHHr H DapTHax B 'lelllye <l>ypKaCKH). PH<jJTHHr 3aMHpa~T B KOHL\e Tpllaca, a 06lllHpHaH Kap60HaTHaH llJIaT<jJopMa HBJIHeTCH xapa- KTepHCTHqeCKOH qHPTOH Me,UHTeppaHCKoro TeTHca B n03,UHOM TpHace Ii B paHHeli lope. Ho B ee nepH<jJepHHHblX 'laCTHX 3Ha'lHTeJIbHYlO pOJIb HrpalOT TeppHreHHble <jJaL\IlIi, 0 'leM CBH,UeTeJIbCTBYIOT BepXOBaH H KPHlKHHHCKaH ceKBeHL\IHI TaTp.

Pa3BHTHe 30H OKeaHHqeCKOH KOPbl B 3ana,UIIOM TeTHce npOIiCXO,UHT B IOPCKOM H paHHeMe."OBOM llepHo,Uax. J1HrypIiiicKo-nbeMOHTCKHii «OKeaH»

6blJI coe,UHHeH C aTJIaHTH'leCKOli 'laCTblO TeTHca B,UOJIb TpaHc<jJopMHpylOllle- ro c6poca Marpe6 - CHL\HJIHH. TaK)!{e Me)!{,Uy eBpOllelicKH,r 6eperOM II ceBepHblM 6eperOM A'uPHII (AnyJIHH) BepOHTHO HaXO,UHTCH 30Ha TpaIlC-

<jJOpMHpylOlllHX c60pOCOB. M06HJIbHOCTb 6acceHHa <jJJIHllleBLlX KapllaT (06-

(11)

Streszczenie 411

KeafmqeCKOii KOPbI, YKa3bIB3lOT Ha ero pa3BHTHe B 30Re .1leflTeJIbHOCTH ne- pa30BaHHe BHYTpy6acceHHOBbJX xpe6TOB, H3MeHeHHH fiX CYUleCTBOBaHHe 0- peMelilalOlllHX )lBHlKeHHH. TeIUHHCKHI' 6acceHH C OJlIlCTOCTpOMaMIl, a TaK- lKe HHTpy3HHMH H H3J1HHHHH~1H TeIUCHHTOB, HMeeT xapaKTep 6acceHHa nyJlJl- -anapT, 06pa30BaBIUerOCiI B KOHue JOpCKOro nepHO)la.

HaqHHaH co Cpe)lHeH JOPbJ B MC.!I.IlTeppaHCKOM TeTHce rOCnO)lCTByeT npelK)le Bcero TeH3HH, Be)lYlilaH K BbJ)leJleHHH 6acceHHOB C rJly60KoBO.!l.- HOH Ce)lHMeHTaUHeii (pOCCO aMOHHTHKO, pa)lllOJlHpHTbJ, MaHOJlHKa) H 00)l- HHTIlH C MeJlKOBO)lHOH Kap60HaTHOil Ce)lIlMeHTaUlleil, KOTOpbJe Ha6J1IO)laIOT- CH TaKlKe B naJleoreorpa<jllfH noro nepllO)la B TaTpax H DeHHHax_ C ^3TH-

MH )lBHlKeHHHMH CBil3aHO pacnpOCTpaHeHfle Cpe)lHelOpCKHX HenTYHHqeCKflX

!I,aeK B BepXOBO~1 CeKBeHI..lHH TaTp.

HaqllHaH co Cpe)lHero MeJIa, a B HeKOTopblX paiiOHax )lalKe paHbIUe, BblcTynalOT KOMnpeCCHBHble .1lBH}KeHHH, KOTopbre npHBOAHT K HCKJIlOtIeHHH 30H OKeaH1I4ecKOH KOPb!. nepHO)lbI YBeJIHqeHHH HHTeHCHBHOCTH Tel<TOHH- 'leCKHX ll,BIUKeHHH - 3TO cpe..uHHff MeJI, TYPOH, l<aMnaH • .30UE'H - OJIHfO- ueH, a BO cp_1HIUeBbIX KapnaTax - '!HOUeH_

J6zef WIECZOHEK

MAIN PHASES OF THE GEOLOGICAL EVOLUTION OF THE WESTERN TETHYS - AN OUTLINE

Summary

The western part of the Tethys can be subdivided three basins - Mediter- ranean, Atlantic and Caribean ones. The boundary between western and eastern parts of the Tethys is conventionally accepted along the Vardar zone.

Three main phases are recognizable in the evolution of the Mediterranean basin - "pre-oceanic" (Late Permian) - Early Jurassic), "oceanic" (Middle Ju- rassic - Middle Cretaceous) and the closing period of the Tethys (Middle Cre- taceous - Paleogene). The above part of the Tethys was formed due to lateral movements of African and Eurasian. plates which were related with several phases of the Atlantic Ocean evolution. In this basin strike-slip movements were of par- ticular importance. The Mediterranean basin of the Tethys was spread mainly on the thinned continental crust. Three belts of the oceanic crust (Ligurian-Pied-

montian, Muresz and Vardar) did not reach considerable wideness and were formed during about 60 mIn years. From the paleogeographic point of view the

Mediterranean part of the Tethys was never a real ocean.

During the "pre-oceanic" phase the basin spread westward. Hifting took place in the Middle Triassic and its results are recognizable in the Polish Tatra Mts., too (layers from Reining and Partnach in the Furkaska - Koryciska scale reflect the Early Jurassic a broad carbonate platform existed in the Mediterranean Tethys.

The terrigenous facies existed at the margins as on be observed in High-Tatric and Sub-Tatric sequences in the Tatra Mts.

The evolution of the oceanic crust belts in the western Tethys took place during Jurassic and Early Cretaceous. The Ligurian-Piemonlain "occnn" WilS

connected with the Atlantic part of the Tethys along the transform fault Mag-

(12)

412 J6zef Wieczorek

hreb-Sicily. Between the European margin and the north edge of Adria (Apulia) a fault system is proposed as well. Manifestations of mobility (appearence of intra- -basin ridges, changes of their activity and position and scarcity of oceanic crust records indicate the Carpathian flysch basin to be developed in the area of strike- -slip faulting. The Cieszyn basin pull-apart in character developed at the end of Jurassic.

Beginning from the Middle Jurassic tension prevailed and caused the sub- division of the Mediterranean Tethys into basins of deep ocean sedimentation (rosso amonitico, radiolarites, maiolica) and uplifts of shallow water carbonate sedimentation. This difierentation can be followed in corresponding deposits of Tatra and Pieniny Mts. Middle Jurassic neptunian dikes found in High-Tatric sequence of the Tatra Mts aTe related to the same movements.

From the Middle Cretaceous (or earlier in some other basins) the compression movements began to prevail and eliminated the oceanic crust belts. During this phase in the Flysch Carpathians tectonic movements periodically intensified in the Middle Cretaceous Turonian, Campanian, Eocene-Oligocene and Mio- cene.