Juliusz TEISSEYRE
BUDOW A GEOLOGICZNA W SCHODNIEJ CZĘŚCI OKRYWY GRANITU KARKONOSZY W OKOLICACH MIEDZIANKI (SUDETY ZACHODNIE)
SPIS TREŚCI
S tr e s z c z e n ie ... 481
W s t ę p ...482
Uwagi o metodach pracy i nomenklaturze te k t o n ic z n e j...486
Metamorficzne serie s k a l n e ...497
Seria Rudaw Janowickich — Ś n i e ż k i ... 497
Seria L e s z c z y ń c a ...508
Seria P r z y b k o w i c ...512
Zieleńce Gór Ołowianych ' ...514
Niemetamorficzne serie s k a l n e ...517
T e k t o n i k a ... 523
Charakterystyka tektoniczna wyróżnionych jednostek . . . . 523
Tektonika u s k o k o w a ...535
Wnioski k o ń c o w e ... 537
L i t e r a t u r a ...539
S u m m a r y ...542
S t r e s z c z e n i e Jak wynika z systematycznych badań petrograficz
nych i tektonicznych, jednostki tektoniczne wyróżnio
ne przez J. Oberca (1960b) i autora niniejszej pracy różnią się od siebie zespołem cech petrograficznych i strukturalnych. Seria jednostki Rudaw Janowic
kich — Śnieżki wykazuje znamiona wieloetapowych przemian, związanych z głównymi fazami ruchów tek
tonicznych. Wyraźna zbieżność kierunków głównej lineacji w jednostce Rudaw Janowickich — Śnieżki z kierunkiem lineacji tą siodła Bolków — Wojcieszów wskazuje, że lineacje te są być może równowiekowe;
oznacza to, że główne fałdowanie jednostki Rudaw Janowickich — Śnieżki jest prawdopodobnie wieku kaledońskiego. Wstępne badania nad jednostką Lesz
czyńca wskazują na jej wyraźną odrębność zarówno litologiczną, jak i tektoniczną. Zieleńce i fyllity ele
mentu Przybkowic wykazują duże podobieństwo do ordowickich członów jednostki Bolkowa. Badania strukturalne w jednostce Dobromierza wskazują na monoklinalny układ tworzących ją elementów fałdo
wych. Główny uskok śródsudecki jest prawdopodobnie strukturą poligeniczną, związaną w zasadzie z wary- scyjską przebudową okrywy granitu. Dyslokacja ta została częściowo wykorzystana przez intruzję granitu Karkonoszy. Późniejsza przebudowa uskoku śródsu- deckiego w czasie ruchów saksońskich jest dość praw
dopodobna, chociaż nie jest dotychczas udokumento
wana w sposób pewny.
31 — G eo lo g ia S u d e tic a
W STĘP P ra c a niniejsza stanow i podsum ow anie ba
d ań prow adzonych przez a u to ra w lata ch 1957
— 1958 i 1960— 1962 na obszarze pom iędzy R a- dom ierzem na północnym zachodzie, Ś w idni
kiem na północnym w schodzie, M niszkow em na południow ym zachodzie i Płoszow em na p o łudniow ym wschodzie. M a te ria ły połowę o p ra
cowano k am eraln ie w lata ch 1961— 1963.
W północnej części obszaru b adania o b jęły całe pasm o G ór O łow ianych, a w południow ej północne i w schodnie stoki pasm a R udaw J a now ickich, aż po północne zbocze M ałego W oł
ka. W ym ienione pasm a górskie przedziela doli
na B obru, k tó ra n a odcinku pom iędzy C iecha- now icam i a Janow icam i W ielkim i m a c h a ra k te r przełom ow y (fig. 1).
Fig. 1
Szkic morfologiczny Rudaw Janowickich i Gór Ołowianych Ramka określa zasięg szczegółowych badań geologicznych
The morphological sketch map of the Rudawy Janowickie and Góry Ołowiane mountain ranges the area discussed in this paper is framed
N a b ad an y m obszarze m ożna w yróżnić co n a jm n ie j c z te ry jed n ostk i geologiczne w yższe
go rzędu:
1) k aledo n idy Gór K aczaw skich; skały tu n a leżące tw orzą g rzb iet G ór O łow ianych;
2) g ra n it K arkonoszy;
3) serie skalne m etam o rficzn ej o k ryw y g ra n itu tw orzące w schodnie i północne zbocza R udaw Janow ickich, k tó ry ch p a rtie grzbietow e zbudow ane są z g ran itu ;
4) niecka śródsudecka; k u lm stanow iący n a j
niższe p iętro w y p ełn iający ch ją osadów w y stę p u je na opisanym obszarze w kolicy C iecha
nowie.
G ran ica pom iędzy g ra n ite m K arkonoszy i jego m etam o rficzną o k ry w ą z jed n e j stro n y a kaledo nikiem G ór K aczaw skich z d ru g iej m a c h a ra k te r w aln ej dyslokacji. U skok ten , naz
w a n y głów nym uskokiem śródsudeckim (In n e r- sudetische H a u p tv e rw e rfu n g — Berg 1912b), przebiega południow ym i zboczam i G ór O łow ia
nych, a w okolicy Ciechanow ie zanika pod k u l- m em . O pisany w yżej podział na głów ne jed n o stki geologiczne p rzed staw ia szkic tek to n iczny (fig- 2).
T ra d y cje poszukiw ań geologicznych na b a
d an y m obszarze są bardzo sta re . W iążą się one w sposób ścisły z w y stę p u ją c y m i na tere n ie R udaw Jan o w ick ich oraz G ór O łow ianych zło
żam i ru d polim etalicznych. P ierw sze znane n a d an ie górnicze pochodzi z 1311 r. (fid e Steć, W alczak 1962).
P ierw sze badania geologiczne R udaw J a n o w ickich pochodzą z X V III w. i są zw iązane z ro zw ijającą się w ów czas w Niem czech szkołą H. G. W ern era. Ź ródła te nie są m i znane. Moż
na jed n a k przypuszczać, że z nich czerpał w ia domości S tan isław Staszic, pisząc w 1815 r. na te m a t K arkonoszy i obszarów przy leg ły ch n a stę p u ją ce słowa: „Góry pierw orodne w Ś lą sku , k tó re n a zy w a ją się po n ie m ie c k u R iesen-G e- birge, a w ję z y k u sło w ia ń skim W ieliko ń skie G ory. N ie są odnogą z gory p ierw o ro dn ej K ar- patow —■ ale odnogą łańcucha gor pierw o rod
n y c h z T y ro lu ciągnących — k tó re w okolicy m iasta L in z m ię d zy D ecken d o rj a K re m s p rze chodzą D unai i ciągną p rzez C zechy w S a xo- nią. W ie lik o ń skie gory pierw orodne leżą w X ię stw ie Ja w o rsk ie m m il 10 w zd łu ż a około 6 m a ją w szerz. T u są n a jd a w n iejsze osady S erbó w i W e n d e n c zy k o w narodow S ło w ia ń skich. S k ła d ty c h gor jest gra n it i g nejs jed n o lity , w je d n y m i w d ru g im kw a rc p rzem aga”.
P rzy to czo n y w yżej c y ta t zasłu g u je na uw agę jak o praw dopodobnie n a jsta rsz a w p iśm ien n ic t
w ie polskim w zm ianka o geologicznym c h a ra k te rz e K arkonoszy i obszarów przyległych.
P ierw sze prace geologiczne o bardziej now o
czesnym znaczeniu pochodzą z połow y X IX w.
D otyczyły one zag adn ień złożow ych z bardzo pobieżnie naszkicow anym tłe m geologicznym , jak prace M. W ebsky’ego (1853, 1870), lub by ły pierw szym i próbam i u jęcia p e tro g rafii g ra n itu K arkonoszy, jak praca G. Rosego (1842).
Zasadnicze znaczenie dla opisyw anego obsza
ru m ia ły prace G. B erga. Badacz ten zajm ow ał się bardzo w ielom a zagadnieniam i od p ro b le
m ów m orfologicznych (1911a, b), złożow ych (1913, 1934), aż po szczegółowe opisy p e tro g ra ficzne (1912b, c, 1923, 1938).
W ydane po raz pierw szy w rok u 1912 o b jaś
nienia do m ap y geologicznej M iedzianki (K up- ferberg) 1 : 25 000, w znow ione w ro k u 1938, m ają dziś jeszcze zasadnicze znaczenie dla b a
danego obszaru, przed e w szystkim jako źródło szczegółow ych opisów p etro g raficzn y ch oraz jako p raw ie je d y n y w tej chw ili in fo rm a to r o d aw nym kopalnictw ie. P ra ce G. B erga cechuje w ielka pow ściągliw ość w w yciąganiu w niosków tektonicznych. Z m ap i p rzek rojó w p rze d sta w ionych przez tego a u to ra w ynika, że te k to nikę rozw iązyw ał on m etodą uskokow ą.
T ektoniką w schodniej części osłony K a rk o noszy zajm ow ał się H. Cloos (1925) om aw iając k ie ru n k i d ro bn ych fałdów na obszarze pom ię
dzy Janow icam i W ielkim i a Svobodą nad Upą.
Jego uw agi o tek to n ic e tego obszaru m a ją je d n a k c h a ra k te r przyczy n kow y do p ra c y o te k tonice g ra n itu K arkonoszy. D robne fa łd y na om aw ianym te re n ie obserw ow ał rów nież M.
Schw arzbach (1939). Jeg o spostrzeżenia, o ch a
ra k te rz e rów nież przyczynkow ym , d otyczyły głów nie stosu nk u G ór K aczaw skich do bloku K arkonoszy.
W lata ch pow ojennych* n a szczególniejszą uw agę zasłu gu ją p race O. K odym a i J. Svobody (1948). Badacze ci p rzy jm o w ali dla bloku K a r
konoszy i G ór Izerskich budow ę płaszczow ino- wą, w yróżn iając tu płaszczow inę sudecką i su b- sudecką. P oglądy te, p rz y ję te n a ogół p rzy c h y l
nie przez geologów polskich (por. S m ulikow ski 1952, T eisseyre, Sm ulikow ski, O berc 1957), sp o tk ały się z dość o strą k ry ty k ą ze stro n y geo
logów czeskich (M aska 1954, C haloupsky 1958) oraz niem ieckich (W atznau er 1953).
Z badany dotychczas m a te ria ł n ie stanow i zdaniem a u to ra p o d sta w y do zajęcia stan ow i
ska w spraw ie poglądów K odym a i Svobody oraz nie pozw ala n a uogólnienie o budow ie geo
logicznej tego skom plikow anego obszaru.
P ra ce geologów polskich, zapoczątkow ane na ty m te re n ie stosunkow o niedaw no, zgrom adziły jed n a k sporo m a te ria łu obserw acyjnego. P ie rw sze p race dotyczą sedym entologii i stra ty g ra fii k u lm u (R adw ański 1954, Ż ak 1958). N aw iązując do w yników b adań au to ró w n iem ieckich a także pierw szych badaczy polskich, H. T eis
seyre w ystąp ił z propozycją p rzed staw ię-
nia całej w schodniej części ok ry w y g ra n itu K arkonoszy jak o załom u flek su raln ego , pow stałego w czasie w ary scy jsk iej p rzebu d ow y (Teisseyre, S m ulikow ski, O berc 1957). Teza ta znalazła swoje rozw inięcie w późniejszych p ra cach innych autorów .
O publikow ane opracow ania p etro g raficzn e dotyczą obszarów położonych na południe od
opisyw anego te re n u oraz g ra n itu K arkonoszy.
Są to p race O. Ju sk o w iak a (1957), M. i J . Sza- łam achów (1958) oraz prace M. B orkow skiej (1957, 1966). P odkreślić p rzy ty m należy, że M. i J. Szałam achow ie (1958) jako p ierw si za
proponow ali podział sk ał m etam orficzny ch w schodniej części o k ry w y g ra n itu K arkonoszy w ydzielając serię kow arską, serię N iedam irow a
Szkic tektoniczny wschodniej części okrywy granitu Karkonoszy. Zestawił J. Teisseyre na podstawie map G. Berga (1912a, c; 1940), E. Zimmermanna (1938), S. Radwańskiego (1954), J. Oberca (1960a, b; 1961)
oraz materiałów własnych. Ramka określa zasięg szczegółowych badań geologicznych
1 — g r a n i t K a r k o n o s z y , 2 — se ri e o sa d o w e i w u l k a n i c z n e n i e c k i ś r ó d s u d e c k i e j , 3 — s e ri e m e t a m o r f i c z n e k a l e d o n i d ć w k a c z a w s k i c h , 4 — w s c h o d n i a o k r y w a g r a n i t u K a r k o n o s z y : a — e l e m e n t P r z y b k o w i c , b — j e d n o s t k a L e s z c z y ń c a , c — j e d n o s t k a R u d a w J a n o w i c k i c h — Ś n i e ż k i , 5 — g ł ó w n e u s k o k i , 0' — z a c h o d n i a g r a n i c a j e d n o s t k i L e s z c z y ń c a ( h i p o te ty c z n e
n a s u n i ę c i e ) , 7 — z a c h o d n i a g r a n i c a e le m e n tu P rz y b k o w ic ( h i p o t e t y c z n e n a s u n i ę c i e )
Structural sketch map of the eastern part of the metamorphlc mantle of Karkonosze granite, compiled by J. Teisseyre from maps by G. Berg (1912a, c; 1940), E. Zimmermann (1938), S. Radwański (,1934), J. Oberc
(1960a, b: 1961) and the writer’s own materia’s (the area discused in this paper is framed)
1 — K a r k o n o s z e g r a n i t e , 2 — c l a s t ic a n d v o l c a n i c r o c k s e r i e s o f t h e M i d d l e S u d e t i c t r o u g h , 3 — m e t a m o r p h i e s e ries of t h e K a c z a w a K a l e d o n i d e s , 4 — e a s t e r n p a r t of t h e m e t a m o r p h i e m a n t l e of K a r k o n o s z e g r a n i t e : a — P r z y b k o - w ic e e l e m e n t , b — L e s z e z y n ie c u n i t , c — R u d a w y J a n o w i c k i e Ś n i e ż k a u n i t , 5 — m a i n f a u l t s , 6 — w e s t e r n b o u n d a r y of t h e L e sz e z y n ie c u n i t ( h y p o t h e t i c a l o v e r t h r u s t ) , 7 — w e s t e r n b o u n d a r y on P r z y b k o w i c e e l e m e n t ( h y p o t h e t i c a l
o v e r t h r u s t )
oraz serię leszczyniecką. Do podziału tego n a
w iązali w sposób dość w y ra ź n y in n i auto rzy.
P ro b lem am i złożow ym i n a obszarze w schod
niej części o k ry w y K arkon o szy zajm ow ali się R. N ielubow icz i S. Jask ó lsk i (1957) oraz E.
Z im noch (1958). N ajw iększe jed n a k znaczenie dla badanego obszaru m a p raca J. O berca z ro k u 1961, a zwłaszcza p u b lik a c je z ro k u 1960 (a, b), w k tó ry ch p rze d staw ił on o w iele b a r
dziej k o m p letn e ob serw acje drobn y ch fo rm tek to n iczny ch niż. H. Cloos (1925) i M.
S chw arzbach (1939). W p ra c y z ro k u 1960 (b) J. O berc om ówił tek to n ik ę w schodnich K a r konoszy z uw zględnieniem szerokiego tła r e gionalnego oraz w y su n ął in te resu jąc e h ip o te zy nie ty lk o tektoniczne, lecz rów nież p etro ge- netyczne.
W p ra c y niniejszej p rz y ję ty jest za J. O b er- cem (1960b) podział osłony K arkonoszy na dw ie jed n o stk i: j e d n o s t k ę R u d a w J a n o w i c k i c h — Ś n i e ż k i i j e d n o s t k ę L e s z c z y ń c a (fig. 2). D la w y stęp u jący ch pom iędzy C iechanow icam i, P rzyb k ow icam i i W ieściszo- w icam i sk ał zieleńcow ych i fy llitó w pro po n uję nazw ę e l e m e n t P r z y b k o w i c , uzasad
n iając d alej jego tek to n iczn ą odrębność i sam o
dzielność.
Poza cyto w aną lite r a tu r ą zapoznałem się z n iepub liko w any m i opracow aniam i S. D y jo ra (1959), L. S ered y -P o ręb sk iej (1960) i A. D.
Z ien iuk (1960) oraz z n iep u b lik ow an y m i dotąd w y n ik am i p rac d o k to ra W. Sm ulikow skiego
(in fo rm acja ustną).
P ra ce połowę zw iązane z opracow aniem n i
niejszego tem a tu rozpocząłem w lecie 1957 r.
W stępn y m zam ierzeniem było p etro g raficzn e opracow anie typów sk aln y ch odsłoniętych w zdłuż d oliny B obru pom iędzy Janow icam i W ielkim i i Ciechanow icam i.
Ju ż m a te ria ł zeb ra n y w ciągu dw óch p ie rw szych sezonów p rac y tere n o w e j przekonał m nie, że ro zp a try w a n ie procesów m etam o rficzny ch na opraco w y w anym te re n ie w oderw aniu od te k ton iki reg io n u jest m etodycznie błędne. Rów
nież konieczne okazało się d o kładniejsze pozna
nie sąsiednich obszarów kaledonidów kaczaw - skich. P o znanie tek to n ik i w iązało się z k a rto g raficzn y m opracow aniem o k ry w y K arkonoszy na obszarze pom iędzy Janow icam i W ielkim i, M niszkow em i P rzybkow icam i, w raz z p rz y leg łą serią zieleńcow ą kaledonidów kaczaw - skich, frag m en tem k u lm u niecki śródsudeckiej oraz w schodnią częścią g ra n itu K arkonoszy graniczącego z seriam i m etam orficznym i.
W ybór tego obszaru p o dy k tow ały n a stę p u jące założenia. P raca n in iejsza m iała dać pogląd n a zależność procesów m etam o rfo zy serii R udaw Jano w ickich — Śnieżki od p ierw o tn ej
tektoniki, późniejszych w pływ ów g ra n itu K a r
konoszy oraz zm ian diafto ry czn y ch w stre fie o ddziaływ ania uskoku śródsudeckiego. N ie
m niej w ażnym i zad aniam i było do kładniejsze niż dotychczas poznanie tek to n ik i jed n o stk i R u d aw Jan ow ick ich — Śnieżki, p ró ba u s ta le
nia n astę p stw a w a rstw oraz rozstrzy gn ięcia za
g adnienia sto su n ku G ór K aczaw skich do o k ry w y m etam orficzn ej K arkonoszy, z czym w iąże się ściśle rozpoznanie c h a ra k te ru u skoku śródsudeckiego. P rob lem am i, k tó re nie d a dzą się n a b ad an y m obszarze ro zstrz y g nąć i dlatego p o tra k to w a n e b y ły z m n ie j
szą uw agą, są głów nie w zajem n e sto sun ki po
m iędzy jed n o stk ą R udaw Jano w ick ich — Śnieżki a jed n o stk ą Leszczyńca. O tw a rta rów nież pozostaje k w e stia n a stę p stw a w a rstw w jednostce Leszczyńca. Z agadnienia te m ogą być rozstrzy g n ięte w to k u dalszych b adań obej
m ujących obszary położone d alej n a południe.
M ożliwe będzie w te d y spraw dzenie m oich h i
potez dotyczących bu dow y geologicznej jed n o stk i R udaw Jan o w ick ich — Śnieżki, a zw ła
szcza p rz y ję te j przeze m nie stra ty g ra fii.
W szystkim , k tó rz y pom ogli m i sw ym i u w a gam i k ry ty c z n y m i oraz w skazów kam i m eto dycznym i w o pracow aniu tego tem a tu , p rag n ę złożyć serdeczne podziękow anie.
Szczególnie głęboką w dzięczność w yrażam P rofesorow i d r K azim ierzow i S m ulikow skiem u za pow ierzenie m i tego, ta k in teresu jąceg o te m a tu , nauk ow ą opiekę w tra k c ie w y k o n y w a
nia p ra c y oraz za p rze jrz e n ie rękopisu i w y ra żenie uw ag kry ty czn y ch .
Profesorow i K azim ierzow i G uzikow i i P ro fe sorow i d r Tadeuszow i W ieserow i d zięku ję za szczegółowe i w nikliw e recenzje, k tó re po
m ogły mi skorygow ać niedociągnięcia n in ie j
szej pracy.
Serdecznie rów nież d zięk uję m em u ojcu, P ro fesorow i d r H enryk ow i T eissey re’owi za p rz e j
rzenie m ateriałó w k arto g raficzn y ch , in te re s u jącą dy sk u sję o prob lem ach tekto n icznych , w skazów ki m etodyczne oraz uw agi red ak cy jn e.
D oktorow i Janu szow i A nsilew skiem u, docent d r M arii B orkow skiej, doktorow i Jan o w i B u r- chartow i i doktorow i W itoldow i S m ulikow skie
m u dziękuję za owocną dy skusję, szereg w sk a
zów ek m etodycznych oraz cenne uw agi re d a k cyjne. Osobno dzięk u ję doktorow i A ntoniem u N ow akow skiem u za pomoc w oznaczeniach m ikroskopow ych oraz szereg cen ny ch uw ag dotyczących opisów skał żyłow ych i w u lk a nicznych.
M agistrow i M ichałow i M ierzejew skiem u dziękuję za p rze jrz e n ie niniejszego rękopisu
i w yrażenie k ry ty c z n y ch uwag.
UW AGI O M ETODACH PRACY I NO M ENK LATURZE TEK TO N IC ZN E J METODY PRAC POLOWYCH
M etody p rz y ję te p rz y w yko n y w an iu n in ie j
szej p ra c y nie odbiegały na ogół od pow szech
nie stosow anych. P ew ną osobliwością było w ie lo k ro tn e pow racanie do tych sam ych p u n k tó w w te re n ie w celu k o n fro n ta cji spostrzeżeń m e- gaskopow ych z w y n ik a m i bad ań kam eraln ych . O pracow yw anie teren ó w o skom plikow anej b u dowie geologicznej zw ykle w ym aga takiego w łaśnie sposobu postępow ania.
P ró b k i przeznaczone do b adań k a m eraln y ch pochodzą z n a tu ra ln y c h lub sztucznych od
k ry w ek. W p a rtia c h źle odsłoniętych, a szcze
gólnie tam , gdzie prace ziem ne nie pozw oliły dotrzeć do lite j skały, p obrałem p ró b ki ze zw ietrzeliny. S ta re z w ały kopalniane, bardzo pospolite na bad an ym tere n ie , d o starczy ły ró w nież sp o rej ilości próbek. P rzy d atn o ść ty ch m ate ria łó w jest niep ełn a, służą one jed y n ie jako m ate ria ł porów naw czy. W części opisow ej zaznaczałem , czy opisyw ana skała w y stę p u je in situ, czy pochodzi ze zw ietrzeliny. M a te ria łu nie pochodzącego ze skał w y stęp u jący ch in situ nie brałem pod uw ag ę p rz y sporządzaniu m ap y lito stra ty g ra fic z n e j.
Do opracow ań k a rto g raficzn y ch w y k o rz y sta no m a te ria ły z około 330 w kopów i row ów ziem nych, z czego około 60 udostępniono mi dzięki uprzejm ości P ro feso ra d r Józefa O berca.
NOMENKLATURA, SYSTEMATYKA ORAZ OBSERWACJE DROBNYCH FORM
TEKTONICZNYCH
P rz y om aw ianiu ob serw acji form drobnej tek to n ik i oraz w y n ik ający ch z n ich w nios
ków n a tra fiłe m na pow ażne tru d n o ści zw ią
zane z brak iem odpow iedniego n azew nic
tw a w języku polskim . Ze w zględów p ra k ty c z n ych postanow iłem zastąpić te rm in y obcoję
zyczne odpow iednikam i polskim i. Z adanie to je s t bardzo u tru d n io n e dużą ilością sy ste m aty k oraz bardzo skro m n ą lite r a tu r ą polską d o ty czącą tego tem atu .
Moim zdaniem należy odrzucić p rzede w szy stkim te spośród term in ów , k tó re su g e ru ją pew ne w nioski in te rp re ta c y jn e . S y stem a ty k ę i term inologię należałoby oprzeć n a cechach łatw o dających się spraw dzić w to k u b adań polow ych lub w czasie opracow ania k a m e ra l
nego. P ow in na ona zaw ierać raczej ele m en ty analityczno-opisow e niż sy stem aty czn o -gene- tyczne, ab y sam ym b rzm ien iem term in ó w nie sugerow ać przedw czesnych wniosków.
W sw ej p rac y posługiw ałem się sy stem em
pojęć utw o rzo n y ch przez klasyków „szkoły z W isconsin,” u ję ty c h sy n tety czn ie w anglo
saskiej lite ra tu rz e podręcznikow ej (B illings 1957, Shrock 1948). W yłożone tam poglądy skonfron tow ałem z podręcznikiem znanego ho
lenderskiego te k to n ik a L. U. de S itte ra (1959).
T erm iny takie, ja k drobne s tr u k tu r y te k to niczne, s tr u k tu r y łu p ko w e, s tr u k tu r y linio we, nie w y d a ją się zbyt tra fn e, poniew aż w p rzeciw ieństw ie do języ k a angielskiego, większość fo rm opisyw anych przez nie n a leży w polskim języ k u raczej do te k s tu ra l- ny ch aniżeli s tru k tu ra ln y c h cech skały. Z d r u giej stro n y fo rm ty ch nie da się rów nież roz
p a try w a ć jako w yłącznie te k stu ra ln y c h cech skały; d latego też pozostałem p rzy term in ie
„ s tru k tu r y ”, u żyw an y m pow szechnie w lite ra tu rz e anglosaskiej, a w chw ili obecnej w p ro w adzonym już do potocznej n o m en k la tu ry ge
ologów sudeckich.
T y p y z ł u p k o w a n i a i t e k s t u r y p ł a s k o r ó w n o l e g ł e
Za złupkow anie u w ażam tak i zespół m ech a
nicznych w łasności skały, k tó ry pow oduje jej dzielenie się w zdłuż gęsto rozm ieszczonych, w p rzy b liżen iu rów noległych pow ierzchni.
S tru k tu rę łupkow ą pow odują przede w szystkim s tru k tu ra ln e i te k s tu ra ln e cechy skały, cho
ciaż m ogą tu uczestniczyć i inne zjaw iska, np.
gęste spękanie.
Można dość um ow nie rozróżniać złupkow anie pierw otne i w tó rn e. Z łupkow ania p ierw o tn e za
łożone zostały w to k u procesów sed y m en ta
cy jn y c h w postaci różnych typów w arstw o w a
nia. Złupkow anie, jako m echaniczna cecha ska
ły, spow odow ane jest w ty m p rzy p ad k u ró w noległym ułożeniem blaszek m in erałó w ilastych lub d e try ty c z n y c h łyszczyków , choć może być także spow odow ane różnicą w łasności m ech a
nicznych różnych w a rstw skały. P ie rw o tn e złupkow anie, jak rów nież i inne te k s tu ry w a rs
tw ow e, nie m uszą zostać z a ta rte w czasie p ro cesów m etam orficznych. Silna re k ry sta liz a c ja łyszczyków lu b in n ych m inerałów blaszkow ych może podkreślić p ierw o tn e złupkow anie, dając w y raźn ą foliację skały. J e s t to ta k zw ana re k ry sta liz ac ja naśladow cza (m im etic re cry sta lli
zation). F oliacja ta, będąca w zasadzie w tó rn ą cechą skały, m oże m ieć p ierw o tne pochodze
nie *.
* Jako foliację rozumiem, zgodnie z ogólnie przy
jętą terminologią, cechę teksturalną skały polegającą na wzajemnym równoległym zorientowaniu minera
łów blaszkowych bądź tabliczkowych.
T e k s tu ry w arstw o w e rów nież m ogą być, i często n iew ątp liw ie są, zakonserw ow ane przez p rocesy m etam orficzne. P o w staje w te n spo
sób lam in a c ja polegająca n a w y raźn ej a lte r- n a c ji lam in o ró żn y m składzie m in eraln y m . R ozm aite s tr u k tu ry gnejsow e m ogą m ieć tak ie w łaśnie pochodzenie. N a powszechność zjaw isk tego ty p u zw rócili uw agę geologow ie angielscy, k tó rz y w ty m p rzy p ad k u u ży w ają te rm in u bedding cleavage lu b bedding schistosity.
W sku tek tek to niczn ej przebudow y — zwłaszcza g d y to w arzyszą jej procesy m etam orficzn e — p o w staje w iele s tr u k tu r o c h a ra k te rz e łupko
w ym , różniących się genezą, lecz tru d n y c h n iek ied y do m egaskopow ej id en ty fik acji, zw łaszcza gdy złupkow anie ro zw ija się w sk a
łach p ierw o tn ie m asyw nych. S tru k tu r y te, zgodnie z pew ną tra d y c ją geologów sudeckich, będą d alej nazw ane z ł u p k o w a n i e m w t ó r n y m . Na ogół w y ró żn ia się n astęp u jące ty p y złupkow ań:
Z ł u p k o w a n i e k r y s t a l i z a c y j n e —- flo w cleavage (Mead 1940, S hrock 1948); sla ty cleavage (Billings 1959). L. U. de S itte r (1959) uży w a tu aż trzech term in ó w o zbliżonym zna
czeniu: sla ty tru e cleavage, flo v cleavage oraz schistosity. W podobnym znaczeniu H. Teisse- y re (1963) w prow adził te rm in złupkow anie fo- liacy jn e. T erm in axial plane cleavage H. W.
F a irb a irn a (1949) m a c h a ra k te r g en ety czn y a n ie opisow y i dlatego nie je s t odpow iednikiem pozostałych term in ów .
Typ złupkow ania, b ędący rez u lta tem d y n a - m om etam orfizm u i zw iązanej z nim re k ry s ta li
zacji i n eo k ry stalizacji k ieru n k o w ej, polega n a ró w noległym ułożeniu m inerałów blaszko
w ych bądź słupkow ych. U kład ają się one w ty m p rzy p a d k u p rostopadle do n a j kró tszej osi elipsoidy deform acji, a więc złupkow anie to w yznacza pow ierzchnię a — b elipsoidy d eform acji. T en ty p złu pk ow a
n ia je s t często w przy b liżen iu rów n o leg ły do pow ierzchni osiowej fałdu. M. P. B illings od
rzu ca te rm in flo w cleavage, gdyż złupkow anie to nie m usi być zw iązane z płynięciem (w sen
sie d efo rm acji plastycznej ciała stałego). W pro
w adzona przez L. U. de S itte ra bardzo szcze
gółow a sy ste m aty k a m ą raczej genetyczny a nie opisow y c h a ra k te r i d latego stosow anie jej w n iezb yt dobrze o d k ry ty m i skom plikow anym te re n ie może prow adzić do zasadniczych niepo
rozum ień.
P ró b y w prow adzenia nazw y o partej na do
słow nym lub sw obodnym tłu m aczeniu p o w y ż szych term in ó w nie w y d a ły m i się słuszne. D la
tego też p ro p onu ję tu te rm in z ł u p k o w a n i e k r y s t a l i z a c y j n e 1, głów nym bo
w iem procesem pow o d ujący m ten ty p złupko
w an ia je s t re k ry sta liz a c ja i n eo k ry stalizacja (por. te rm in niem iecki K ristallisa tio nsschiefe-
rig sk e it i rosy jsk i kristaliza cjon n aja slancew a- to st’).
Z ł u p k o w a n i e ś l i z g o w e . W podob
ny m znaczeniu uży w a W. J. M ead (1940) i R. R.
Shrock (1948) te rm in u schear cleavage. T en ty p złupkow ania polega na gęstym i w p rzy b liże
niu rów noległym ułożeniu p ow ierzchni ścina
nia, k tó ry m to w arzyszą przem ieszczenia (Mead 1940, Shrock 1948, B illings 1957). R uchow i tem u m oże n iek ied y tow arzyszyć re k ry s ta li
zacja lub w yciąganie m inerałów blaszkow ych (M ead 1940). P ro p o n o w an y te rm in z ł u p k o w a n i e ś l i z g o w e je s t dosłow nym p raw ie tłum aczeniem angielsk iej nazw y slip cleavage.
N azw a ta w y d aje m i się tra fn ie jsz a od w p ro wadzonego przez W. J. M eada (1940) i R. R.
S hrocka (1948) te rm in u shearing cleavage, nie zaw iera bow iem żadnych sugestii in te rp re ta c y j
nych.
Z ł u p k o w a n i e s p ę k a n i o w e — te r m in polski w prow adzony przez H. T eissey re’a (1954); fracture cleavage — Shrock (1948), B il
lings (1957). T en ty p złupkow ania je s t re z u lta tem gęstego sp ęk an ia w zględnie k ru ch y c h w a rstw sk alnych p o ddan y ch siłom ścinania po m iędzy bard ziej odporn ym i w kład k am i, w cza
sie n iezb yt silnego fałdow ania. Może ono w y stępow ać także w stre fie uskokow ej. W edług W. J. M eada (1940) jest ono dobrym w sk aźn i
kiem stro p u i spągu. M. K siążkiew icz (1959) w y różnia tu kliw aż (m niej gęsty) i złupkow anie spękaniow e (bardziej gęste), lecz tak ie zróżni
cow anie nie w y d aje się konieczne.
J a k z powyższego w ynika, w edług klasycz
ny ch ujęć podręcznikow ych, zarów no złupko
w anie ślizgowe ja k i złupkow anie spękaniow e w yznaczają pow ierzchnię ścinania elipsoidy de
form acji. P o d ana niżej analiza p ew n ych szcze
gólnych przyp ad ków s tr u k tu r łupkow ych w sk a
zuje, że od uogólnień ty c h istn ie ją liczne od
stępstw a.
S z c z e g ó l n e t y p y s t r u k t u r ł u p k o w y c h
Szczegółowe obserw acje m ikroskopow e dro b nych form tek to niczny ch zw róciły m o ją uw agę na pew ien m ało zn a n y ty p złupkow ania w tó r
nego. T e k stu ry te znane są z łupków łyszczyko- w ych jed n o stk i R udaw Jan ow ick ich — Śnieżki oraz z fy llitó w e le m en tu Przybkow ic. O bserw o
w ane zjaw iska rz u c a ją ciekaw e św iatło n a za
leżność m iędzy s tru k tu ra m i łupkow ym i a f a ł
dam i. Skały, w k tó ry c h obserw ow ano' rozw ój ty c h form w sposób n ajp ełn iejszy , to łu p k i łyszczykow e z o d k ry w k i 36, zbudow ane z na- p rzem ianleg łych lam in łyszczykow ych i k w a r
cowych. W lam in ch łyszczykow ych ro zw ija ją się fałdki ciągnione. W p rz y p a d k u siln ej p rze-
Fig. 3
Powstanie wtórnego złupkowania typu ślizgowego z przebudowy milimetro
wych fałdów w laminowanym łupku kwarcowo-łyszczykowym. Próbka z od
krywki 36, rysunek na podstawie obrazu mikroskopowego, nieco schematy- zowany
S fa łd o w a n ie la m in ły s z c z y k o w y c h ; w z d łu ż p rz e g u b ó w z a z n a c z a się k r u s z e n ie b la s z e k ły s z c z y k ó w (a). W zd łu ż o sła b io n y c h p o w ie r z c h n i z a z n a c z a się r u c h śliz g o w y (b, c).
T r w a ją c e w d a ls z y m c ią g u r u c h y p r o w a d z ą do p o w s ta n ia r e g u la r n e g o s y s te m u w p r z y b liż e n iu ró w n o le g ły c h p o w ie r z c h n i ś liz g o w y c h , tw o r z ą c w te n sp o s ó b w tó r n e z łu p k o - w a n ie ; k ą t « o z n a c z a k ą t m ię d z y l a m in a c ją p ie r w o tn ą a w tó r n y m z łu p k o w a n ie m (d, e)
Formation of slip cleavage from the remodelling of microfolds in laminated quartz-mica schists. Specimen from exposure 36, figure based on microscopic
picture, somewhat generalized
a — fo ld in g o f m ica la m in a e , a lo n g t h e s y n c lin a l a n d a n tic lin a l b e n d s of fo ld s a r e th e d ę s i n te g r a t e d m ic a f la k e s , b—c — s lip m o v e m e n t is o b s e rv a b le a lo n g t h e w e a k e r p la n e s , d—e — th e c o n tin u e d s lip m o v e m e n ts r e s u l t in a r e g u la r s y s te m o f t h e s u b p a r a l l e l s lip p la n e s , le a d in g to c le a v a g e ; t h e a n g le is t h a t b e tw e e n p r i m a r y la m in a tio n
a n d c le a v a g e
budow y fałdków p o w staje złupkow anie w tó r
n e. P roces ten sch em atyczn ie p rzed staw io ny je s t na figurze 3 o b razu jącej obserw ow ane w p ró b k ach z odkryw ki 36 zjaw isk a. Podobne fo r
m y znane mi są rów nież z fy llitó w elem en tu P rz y b k o w ic (pl. III, fot. 1).
Początkow ym e tap em om aw ianej d efo rm acji j e s t k ruszenie się blaszek łyszczykow ych w zdłuż przeg ub ów fałdków (fig. 3a, b). W zdłuż
ta k osłabionych pow ierzchni n a stę p u je poślizg i ru c h (fig. 3b, c). R uch w zdłuż pow ierzchni śli
zgowej prow adzi do red u k c ji kró tszych sk rz y deł fałdków (śródfałdzia) (fig. 3d, e), aż do z re dukow ania ich do w ąskich sm ug łyszczyków ułożonych w zdłuż pow ierzchni ślizgów (fig.
3e). W "rezultacie lam in y łyszczykow e zostają pocięte sy stem em pow ierzchni ślizgów ukoś
nych do lam inacji. P roces te n rzadko przebiega
do końca. W jed n ej próbce w odległości k ilk u n a s tu m ilim etró w m ożna obserw ow ać bardzo różne stad ia jego zaaw ansow ania. W ty m p rzy p a d k u m am y u stalo n ą dość ścisłą zależność pom iędzy fałd k am i ciągnionym i a złupkow a- niem ślizgow ym , p rzy czym pow ierzchnie tego złupkow ania są w p rzy b liżen iu rów noległe do pow ierzchni osiowej fałdków .
W czasie d y sju n k c ji i ru c h u k ą t pom iędzy p ierw o tn ą lam in acją a złupkow aniem ślizgo
w ym (<£«) sta je się o strzejszy aniżeli pom iędzy lam in a c ją a pow ierzchnią osiową fałdków na początku tego procesu. T e k stu ra p o w stała w opisan y sposób m a w szelkie cechy złupkow a
n ia ślizgowego.
Pow yższe o bserw acje n iezu p ełn ie zgadzają się z ogólnym i stw ierd zen iam i W. J . M eada (1940, str. 1010): „Shear cleavage although co m m o n ly fo u n d in folded rocks is n o t a consequence of fo ld in g ” oraz z w nioskam i w yciągniętym i przez R. R. S h ro ck a (1948, str. 437): „Hence th e str u c tu re cannot be used to determ in in g th e tops and bottom s o f fold ed beds”.
Ze spostrzeżeń a u to ra w y n ik a natom iast, że m ożliw e jest pow stanie złupkow ania ślizgowego (shear cleavage — Shrock 1948 lu b slip clea
vage — B illings 1957), zorientow anego w o k re
ślony sposób w zględem fałdków - ciągnionych, a w ięc zapew ne też w zględem fałdow ania głów nego. Zbliżone c h a ra k te re m fo rm y opisuje
L. U. de S itte r (1959, str. 94— 97).
W yn ika z tego, że zastrzeżenia W. J. M eada i R. R. Shrocka odnosiłyby się raczej do szcze
gólnych przypadków złupkow ania ślizgowego w ytw orzonego nie przez fałd ow an ie głów ne, lecz późniejsze naciski. Podobne zastrzeżenia m ożna b y zatem sform ułow ać rów nież d la in n y c h ty p ó w w tó rn y ch złup k ow ań n a te re n a c h politek to niczn ych . P o d k reślić p rzy ty m należy, że złupkow anie ślizgowe w y k a z u je tu podobne zależności od pow ierzchni osiow ej fałdków , ja kie na ogół p rzy p isu je się złu pk o w aniu k ry s ta - lizacy jn em u (flo w cleavage — Shrock 1948, sla ty cleavage — B illings 1957).
Pow yższy p rzy k ła d w sk azu je rów nież n a to, że fa łd y o ty p ie chevron fo ld in g (bo tak m ożna zaklasyfikow ć opisane w yżej te k stu ry , w każ
dy m razie w pew ny m eta p ie rozw oju) m ogą pow stać jako re z u lta t m echanicznego w lecze
n ia (por. de S itte r 1959).
O b serw acje połowę, głów nie z elem en tu P rzyb k o w ic oraz jed n o stk i D obrom ierza, do
sta rc z y ły pew nych analogii w skazu jący ch na m ożliw ość rozw oju podobnych s tr u k tu r na dużo w iększą skalę. W obu jed n o stk ach w y stę p u ją zm ienione sk ały żyłow e i w ulkaniczne. R eli
k ty m in eraln e, s tru k tu ra ln e i te k s tu ra ln e nie pozostaw iają żadnych w ątpliw ości co do ich pochodzenia. S k a ły te z re g u ły w y k azu ją dość
w y raźną oddzielność, często o c h a ra k te rz e z łu p kow ania (pi. II, fot. 1 i 2). Szczegółowe stud ia m ikroskopow e pozw oliły stw ierdzić, że złupko
w anie to polega na obecności gęsto rozm iesz
czonych pow ierzchni ślizgowych z m niej lub bardziej w y ra ź n ą m y lo n ity zacją lu b k atak lazą.
M iejscam i p raw ie cała skała stała się u ltra m y - lonitem . W k ilk u p rzy pad kach m ożna zauw a
żyć, że pow stałe w ten sposób złupkow anie pod
k reśla p o stm y lonityczn a blasteza a k ty n o litu lub m in erałó w z g ru p y ch lo ry tu , n iem n iej je d n a k złupkow anie to m a c h a ra k te r złupkow ania ślizgowego.
O b serw acje poczynione w elem encie P rz y b kow ic oraz liczniejsze obserw acje w jednostce D obrom ierza w sk azują, że złupkow anie to je s t W przyb liżen iu rów noległe do lam in acji otacza
jących skał k lasty czn y ch lu b p iroklastycznych.
Z jaw isko to szczególnie u d erza w jednostce Do
brom ierza, k tó ra n a zbadanym te re n ie c h a ra k te ry z u je się siln y m izok linaln ym fałdow aniem (fig. 4). P o niew aż złupkow anie ślizgow e w skałach m asy w n ych je st w p rzy b liżen iu rów noległe do w arstw o w an ia skał tw orzący ch sk rzydła fałdów , w kon sek w en cji jego k ie ru nek jest zgodny z pow ierzchnią osiową f a ł
dów. O bserw acje pow yższe sto ją w zasad niczej sprzeczności z ogólnie p rz y ję ty m po
glądem , że złupkow anie ślizgowe tw orzy zawsze pew ien w y ra ź n y k ą t z k ie ru n k a mi pierw o tn ej s tra ty fik a c ji skał (fig. 5a). Do
dać oczywiście należy, że poprzednio p o ró w n yw aliśm y k ie ru n k i lam in acji w skałach po
chodzenia tufow ego, będące zapew ne zachow a
n ym w arstw o w an iem p ierw o tn y m , z n iew ą tp li
w ie w tó rn y m złupk o w an iem sk ał pierw o tn ie m asyw nych. N ato m iast w inn ych przypadkach, cy tow anych w licznych podręcznikach, z r e g u ły porów nyw ano lam in ację z w tó rn y m złup
kow aniem w jed n ej i te j sam ej skale.
S tw ierdzone zależności przy p o m in ają opisa
ne już w yżej sto su n k i pom iędzy, m ik rofałdam i a złupkow aniem ślizgow ym (fig. 3). Z łupkow a
nie ślizgowe w skałach m asy w nych p ow staje zapew ne w nieco in n y sposób niż w skałach w arstw o w any ch, stąd zależności są tu nieco inne. Teza ta będzie obszerniej ro zw in ięta niżej.
R ozpatrzm y n ajp ierw , dobrze z n an y z lite r a tu r y podręcznikow ej i licznych m onografii, m echanizm p o w staw ania złupkow ania ślizgo
wego w p rzy p a d k u skał w arstw o w any ch. F i
gu ra 5 p rzed staw ia m echanizm pow staw an ia złupkow ań w tó rn y ch będących efek tem ścin a
nia (tj. złupkow ania ślizgowego oraz złupko
w ania spękaniow ego) w skałach w a rstw o w a
nych. Zauw ażm y, że p o w staje tu przew ażnie tylko jeden system pow ierzchni złupkow ania, a m ianow icie ró w noległy do p rze k ro ju F—F1 elipsoidy deform acji. D zieje się to dlatego, że
Fig. 4
Przebudowa skał żyłowych w czasie fałdowania mieszanego kompleksu tufitowo- -efuzywnego
1 — t u f i t y i t u f y , 2 — s k a ły w u lk a n ic z n e i ż y ło w e , a, b — p o d w p ły w e m sił f a łd u ją c y c h k o m p le k s s k a ln y , w c ia ła c h m a g m o w y c h p o w s ta je s y s te m śliz g ó w , c, d — w c z a s ie t r w a ją c y c h ru c h ó w ż y ły z o s ta ją ro z b ite n a n ie w ie lk ie s o c z e w k i, p r z y c z y m w t ó r n e z łu p k o w a n ie tych s k a ł je s t w p r z y b liż e n iu ró w n o le g łe do l a m in a c ji s ią s ie d n ic h s k a ł p o c h o d z e n ia tu f ito w e g o
Re-modelling of dyke rocks during the folding of a mixed tuffite-effusive complex
1 — t u f f s an d t u f f i t s , 2 — v o lc a n ic a n d d ik e r o c k s, a , b — o w in g to th e f o rc e s f o ld in g th e ro ck c o m p le x s e t s of s lip s a r e f o r m e d in m a g m a tic b o d ie s, c, d — w h ile t h e m o v e m e n ts c o n tin u e th e d y k e s b r e a k u p i n t o f a i r l y s m a ll le n s e s , th e c le a v a g e o f th e s e r o c k s b e in g
s u b p a r a lle l t o th e la m in a tio n o f a d ja c e n t ro c k s t u f f i t i c in o r ig in
Fig. 5 Powstanie wtórnego złupkowania typu spę- kaniowego bądź ślizgo
wego w skale lamino
wanej (a) i masyw
nej (b)
a — s k a ła la m in o w a n a ; l a m in a c ja z a z n a c z o n a p r z y p o m o c y d r o b n e g o k r o p k o w a n ia ; p o w s ta je s y s te m p o w ie r z c h n i z łu p k o w a n ia ró w n o le g ły do p r z e k r o ju F — F:1 e lip so id y d e f o rm a c ji; b — s k a ła m a s y w n a ; p o w s ta je s y s te m p o w ie rz c h n i z łu p k o w a n ia r ó w n o le g ły do p r z e k r o ju f11 —F 111 e lip s o id y d e f o rm a c ji. B liż sz e o b ja ś n ie n ia w te k ś c ie
Formation of fracture cleavage or slip cleava
ge in laminated rock (a) and massive rock (b)
a — la m in a te d r o c k ; la m i
n a t i o n in d ic a te d b y s m a ll d o ts ; a s e t o f c le a v a g e p la n e s is f o rm e d p a r a lle l t o se c tio n F — F 1 of th e d e f o r m a tio n e llip s o id ; b — m a s siv e r o c k ; a s e t of c le a v a g e p la n e s is f o rm e d p a r a l l e l t o se c tio n F 11 — F 111 of th e d e f o rm a tio n e llip so id . S ee t e x t f o r g r e a te r
d e ta ils
zazw yczaj naprężen ie rep re z en to w a n e przez p rze k ro je F11—F m ro zład o w u je się n a p o w ierzch n iach s tra ty fik a c ji skały, będących z r e g u ły k ieru n k iem m niejszej odporności, i w te n sposób w y m y k a się obserw acji, gdyż e fe k t jego o ddziaływ ania po d kreśla jed y n ie p ierw o tn e u k ieru n k o w a n ie skały.
Czy rów nolegle do p rz e k ro ju F—Fl rozw i
nie się złupkow anie spękaniow e czy ślizgowe, zależy od w ielu czynników d rugorzędnych, tak ic h jak w łasności m echaniczne skały, c h a r a k te r i intensyw ność ru ch ó w itp . W p rz y p a d k u złupkow ania ślizgowego k ą t pom iędzy złupko- w aniem w tó rn y m a uław iceniem skały, po cząt
kowo dość duży, m oże zm niejszyć się w sk u tek trw a ją c y c h ruchów . Nie ogranicza to jed n a k w niczym zasadniczej reg u ły , że niezgodność k ą tow a pom iędzy p ierw o tn y m a w tó rn y m złup- kow aniem je s t zawsze dość w yraźna.
R ozp atrzm y n astęp n ie m echanizm pow stania złupkow ania ślizgowego w skale o m asy w nej tek stu rz e , w k tó re j b ra k jak ich k o lw iek k ie ru n ków m n iejszej odporności m echanicznej. W
celu uproszczenia obrazu w ziąłem pod uw agę n a jb a rd zie j zbliżoną do w a rstw y sk aln ej form ę w y stępo w ania sk ał su b w u lkan iczn ych bądź ży
łowych, to je s t sili. Z auw ażym y, że p rz y podob
nie przyłożonej do tego ciała skalnego p arze sił w iększe szanse rozw oju będą m ia ły po
w ierzchn ie rów noległe do p rze k ro ju F 11—F m elipsoidy deform acji, jako że pow stałe w te n sposób pow ierzchnie ślizgowe są bardzo zbli
żone do k ie ru n k u działania sił. P o d an y w yżej schem at nie tłu m ac z y całkow icie zaobserw o
w an ych faktów . T ru d n o bow iem w ytłum aczyć, dlaczego w tó rn e w zasadzie złupkow anie śliz
gow e bądź spękaniow e je s t zorientow ane w p rzy b liżen iu rów nolegle do pow ierzchni lam i- n acji skał otoczenia. L am inacja ta je s t bow iem n ajp raw dop o dob n iej zachow anym relik te m pierw otnego w arstw o w an ia skał.
W ydaje się, że podane w yżej tru d n o ści zo
s ta n ą lepiej w y tłu m aczo ne, gdy p rzy jm ie m y elipsoidę defo rm acji jako schem at pom ocniczy, a nie głów ny. E lipsoida d efo rm acji nie u w zględnia szeregu w ażnych czynników , spośród
k tó ry c h zasadniczy w pływ m a c h a ra k te r anizo
tro p ii m echanicznej skał otoczenia. Bardzo w y raź n ie lam inow ane łupki zieleńcow e są ośro d
k ie m w y raźnie an izo tro p ow y m m echanicznie, a pow stałe w nich lu b w ic h sąsiedztw ie n a p rężen ia b ęd ą m ia ły ten d e n c ję do w y ła d o w yw ania się w zd łuż po w ierzch n i lam in acji lu b pow ierzchni d o nich rów noległych. H i
p o tety c zn ą ilu stra c ją pow yższych p rzyp usz
c z eń jest fig ura 4. Pokazano n a niej p ro c e s rozbicia skał ży łow y ch na szereg soczew- k o w a ty c h brył, k tó ry c h zarys oraz w e w n ę trz n a kierunkow ość z o stały zorien tow ane zgodnie z k ie ru n k ie m rep rezen to w an y m w ich otoczeniu. N astępstw em teg o b y łoby zniszcze
n ie i zup ełn e z a ta rc ie śladów pierw otnego k sz ta łtu c ia ła m agm ow ego. Podobne zjaw iska są od d a w n a zn an e i opisyw ane n a p rz y k ła d z ie zdeform ow anych żył kw arcow ych.
S t r u k t u r y l i n i j n e ( l i n e a c j a ) L in ea tio n — E. Cloos 1946. Za s tr u k tu ry li
n ijn e czyli lineację uw ażam taki zespół cech te k s tu ra ln y c h i s tru k tu ra ln y c h skały, k tó ry dzięk i k ieru n k o w em u ułożeniu poszczególnych skład n ik ó w skały lu b ich zespołów prow adzi do w y stę p o w a n ia w sk a le w y raźn ej osiowej an izo tro p ii (por. E. Cloos 1946; B illings 1957). M ożna w yróżnić lineację p ie rw o tn ą i w tó rną. L ineacja p ierw o tn a znana je s t ze s k a ł m agm ow ych jako te k s tu ry fluidaln e, p o w sta łe w czasie płynięcia m agm y. W skałach osadow ych je s t ona re z u l
ta te m porządkującego działania prądów na w y dłużone osiowo sk ład nik i osadów.
W dalszym ciągu będę zajm ow ał się w yłącz
n ie lin eacją w tórn ą. Je st o n a zaw sze sk u tkiem o d d ziały w an ia tek to n ik i. W w aru n k ach m e- tam o rfizm u p ow stanie lin e a cji m oże się w iązać z rek ry sta liz a c ją n ie k tó ry c h składników skały.
S tru k tu r y lin ijne n ie n a stręczają n a ogół tak ic h tru d n o ści in te rp re ta c y jn y c h jak s tr u k tu ry łu p kow e. T akże n o m en k la tu ra jest t u znacznie lep ie j uporządkow ana.
W swoich badaniach polow ych rozróżniałem n a stę p u jąc e typy s tr u k tu r linijny ch : 1) osie drobn ych fałdów, w tym tak że fałd k ó w ciąg
nionych; 2) zm arszczkow anie; 3) w yciągnięcia lin ijn e m inerałów bądź ich zespołów; 4) linia nrzecięcia lam inacii z w tó rn y m złupkow aniem . P o dział te n nie p re te n d u je do d u żej ścisłości, okazał się jednak u ży teczn y w p ra k ty c e poło
w ę j.
O s i e d r o b n y c h f a ł d ó w . P raw id ło w e określenie k ieru n k u oraz pochylen ia osi fałdów m a bardzo w ażne znaczenie dla właściwego ro z poznania te k to n ik i ty c h regionów geologicznych,
w k tó ry ch s tr u k tu ry fałdow e odgryw ają isto tn ą
rolę. Stosunkow o często stosow aną m etodą je s t w yznaczanie osi fałdów na podstaw ie in - tersekcji. W regionach geologicznych c h a ra k te ry z u ją c y c h się siln y m sfałd ow an iem stosow anie m etody in te rse k c y jn e j je s t m ożliw e jed y n ie w p rzy pad ku dobrego rozpoznania stra ty g ra fii.
S erie skał zm etam orfizow anych, ogólnie rzecz biorąc, w y k azu ją silne zab urzen ia tektoniczne p rzy n a ogół zupełnym b ra k u oznaczalnych skam ieniałości przew odnich. W ty ch p rzy p a d kach m etoda in te r sekcyjna m usi być w spom a
gana i k o n tro lo w an a in ny m i. O statnio geologo
w ie opraco w ujący zagadnienia s tru k tu ra ln e serii m etam o rficzn y ch Sudetów przep ro w ad zają szczegółowe obserw acje lineacji, ze szczegól
nym uw zględnieniem osi drobny ch s tru k tu r fałdow ych. O bserw acje d ro b n y ch s tr u k tu r te k tonicznych i ich sto su n k u do dużych form pro
w adzone są od po nad pół w ieku; um ożliw iły one rozpoznanie tek to n ik i w ielu regionów , w k tó ry c h zaw iodły m etod y trad y cy jn e.
W lite ra tu rz e polskiej d ro b n e s tr u k tu ry fał
dow e były o pisyw ane pod różnym i term in am i;
H. T eisseyre (in H. T eisseyre, K. Sm ulikow ski, J. O berc 1957) w prow adził te rm in fa łd k i ciąg
nione jak o odpow iednik drag fo ld s geologów anglosaskich, n a to m ia st M. K siążkiew icz w tym sam ym znaczeniu używ a te rm in u fa łd y w le c ze - niow e. W. Jaro szew sk i (1963) podając p ro je k t polskiej n o m e n k la tu ry tek to niczn ej, w p ro w a
dził rozróżnienie z jed n ej stro n y drob n ych fa ł
dów (m ikro fałd ó w ) oraz fa łd k ó w , z d ru g iej stro n y fa łd k ó w i fa łd ó w ciągnionych. T e rm i
n y dro b n y fa łd i fałd ek m ają c h a ra k te r ogólny i odnoszą się do s tr u k tu r fałd ow y ch o a m p litu dach m niejszych od jednego m etra. N atom iast te rm in fałd i fałd e k ciągniony m a ją c h a ra k te r genetyczny, odnoszą się one do s tr u k tu r pow stały ch na sk rzy dłach du żych fałdów jak o re z u lta t m echanicznego w leczenia w arstw .
Na tem a t rozm iarów , przy datn ości d la an a
lizy tekto niczn ej, a n a w e t genezy fałdów ciąg
nionych p a n u ją dość sprzeczne opinie. W edług n iek tó ry ch geologów fałd y ciągnione są zawsze s tru k tu ra m i niew ielkim i. N atom iast w iększość geologów a m ery k ań sk ich n a d a je term inow i fa łd y ciągnione znaczenie ściśle genetyczne i nie p rzy p isu je te m u ty po w i s tr u k tu r fałdo
w ych ściśle o kreślonych w ym iarów . N iezm ier
nie c h a ra k te ry sty c z n a je s t tu opinia C. K. L ei- th a (1923 str. 167), k tó ry stw ierd za „m ost fold are probably drag fo ld s on a larger or sm aller scale”. F ałd k i ciągnione b y ły w y m ien iane przez szereg a u to ró w w spółczesnych podręczników tek to n ik i jako dobre w skaźniki stro p u i spągu w a rstw (top and b o tto m criterion). Jed n ak że R. R. S hrock (1948) ostrzega, że k ry te riu m to nie je st pew ne (str. 435). H. W. F a irb a irn (1949) za C. M. N evinem (1942) stw ierd za, że
d uży m stru k tu ro m m ogą tow arzyszyć rów nież d rob n e fałdy, pow stałe jako re z u lta t fałd o w a
nia ze ścinania (shear jolding). P ow stałe w te n sposób drobne s tr u k tu ry fałdow e m ogą m ieć w y gląd zew n ętrzn y zupełnie zbliżony do fa ł
dów ciągnionych. O rien ta cja drobnych- fałdów ze ścinania w zględem w iększych s tr u k tu r f a ł
dow ych jest odm ienna niż w p rzy p a d k u fa ł
dów ciągnionych. P raw id ło w e rozpoznanie ty ch dw u g en etyczn ie o d m ien n y ch rodzajów d ro b n y ch fałdów nastręcza n iek iedy pow ażne t r u d ności zarów no w potow ym , ja k i k a m e ra l
n y m e tap ie badań. F ałszyw e rozpoznanie r o d z a ju d ro b nych fałdów m oże prow adzić do zup ełnie błędnego w nioskow ania o n a s tę p stw ie w a rstw w dużych fałdow ych s tr u k tu ra c h . L. U. de S itte r (1959) k ry ty k u je te rm in fa łd y ciągnione tw ierd ząc, że nie o d d aje on w sposób w łaściw y tektonicznego c h a ra k te ru ty c h s tru k tu r. N iem niej je d n a k osie d rob n ych fałdów pozostają bardzo w ażny m w skaźnikiem , u żyteczn y m dla an alizy s tru k tu ra ln e j regionów m etam orficznych.
W ydaje się jed n a k w skazane, ab y nie używ ać te rm in u fałd y lub fałd ki ciągnione jako syno
n im u d ro b nych s tr u k tu r fałdow ych. D latego też w dalszym ciągu nin iejszej p racy będę u ży w a ł ty lk o te rm in u d r o b n e f a ł d y n a ozna
czenie w szelkich niew ielkich s tru k tu r fałdow ych (niekoniecznie ciągnionych), d o stęp n ych jako całość obserw acji w obrębie jed n ej o dkryw ki.
Z up ełn ie drobne s tr u k tu ry fałdow e, p rz e ja w ia jące się w postaci drobnego zm ięcia pow ierzchni fo liacji bądź lam in acji, będ ą opisyw ane jako zm arszczkow anie. S tr u k tu r y tego ty p u będą om ów ione dalej. W p rzy p a d k u gdy d ro bn ym fałdom tow arzyszą jeszcze m niejsze, będę je n azy w ał f a ł d k a m i . T en podział, z pozoru nieco pobieżny, w y d aje się być zupełnie w y starczający . Nie uw ażałem za stosow ne k lasy fikow anie d rob ny ch fałdów zgodnie z obserw o
w an ą lok alnie a m p litu d ą oraz rodzajem skał, w k tó ry c h s tr u k tu ry te w y stę p u ją , jak to czy
n ili n iek tó rzy autorzy, gdyż zm ienna w szero
kich g ran icach a m p litu d a fałd u (wzdłuż jego przebiegu) nie stanow i isto tn ej cechy an i roz
poznaw czej, an i genetyczn ej. J e st ona często w sposób w y ra ź n y uzależniona od w łasności m echanicznych skały, w k tó re j fałd y w y stę pują.
A by zagadnienie to uczynić jaśniejszym , po
służy m y się p rzy k ład am i z obserw acji te re n o w ych. G łów nym i czynnikam i w a ru n k u ją c y m i a m p litu d ę d ro bn ych fałdów , w ty m tak że ciąg
nionych oraz w p e w n y m stopniu ich k sz ta łt je s t grubość lam in oraz różnice w łasności m e
chanicznych m iędzy m ate ria łe m poszczegól
nych lam in lub ich zespołów. G rubolam inow e
sk a ły z dużym udziałem m inerałów m echanicz
nie sztyw ny ch (kw arc, skalenie) tw o rzą spore fałdy, przew ażnie o dość dużym prom ieniu.
F ałd k i n a ich sk rzy d łach w y stę p u ją rzadko i nie są w yraźn ie w ykształcone. N atom iast cienkolam inow ane łupki łyszczykow e lu b chlo- ry to w e tw orzą fałd k i o am p litu d ach rzęd u m i
lim e tra do c e n ty m e tra i często o bardzo o stry ch przegubach. W p rzy p a d k u gdy w skale tej w y stę p u ją fałd y o w iększej am plitudzie, liczne fałdk i na ich sk rzyd łach są z re g u ły w y raźn ie w ykształcone. P o śred n ią pozycję z a jm u ją skały o w y raźn ej a lte rn a c ji lam in kw arcow ych lu b skaleniow ych i łyszczykow ych; a m p litu d a fa ł- dków rośnie tu w y ra ź n ie w raz ze w zrostem u d ziału m echanicznie szty w n ych m inerałów , a o stre p a rtie przegubow e zao k rąg lają się. S to su n k i te n a jła tw ie j m ożna prześledzić w p rz y p ad k u bliskiego sąsiedztw a dw u w a rstw o od
m iennych w łaściw ościach m echanicznych. Róż
n y rozw ój d ro bny ch s tr u k tu r fałdow ych p o k a
zany jest na plan szach II—IV.
R easum ując n a le ż y stw ierdzić, że a m p litu d a d robnych fałdów silnie zw iązana z te k s tu ra ln y - m i cecham i sk ały oraz jej składem m in eraln y m , nie w y d a je się być w łaściw ą podstaw ą ich k a r tograficznej k lasy fik acji.
Baczną uw agę zw róciłem n a to m ia st na k s z ta łt fałdów oraz ich sto su n ek do dużych elem entów s tru k tu ra ln y c h , co może być w aż
n y m w skaźnikiem ich chronologii. Do p ro b le m ów ty ch pow rócę w dalszym to k u pracy.
O becnie n a to m ia st celow e będzie w y jaśn ien ie sposobu p o m iaru d ro bny ch fałdów oraz ich za
pisu na m apach i diagram ach.
N ajw ażniejszą d la analiz s tru k tu ra ln y c h cechą dro b n y ch fałd ó w jest azy m u t i k ą t n a chylenia osi fałd u . W ielkości te zap isu jem y sym bolem dw uliczbow ym , np. 135/30, co ozna
cza oś fałd u o azym ucie 135° p o ch y lający m się pod k ątem 30° na południow y w schód (zob.
p rzy k ła d 1, fig. 6).
W erg encję d ro b n y ch fałdów różni a u to rz y o k reślali bardzo często na podstaw ie u p ad u ich pow ierzchni osiow ej. Sposób te n je s t niedo
godny z n a stę p u jąc y c h w zględów. P ow ierzchnia osiowa fa łd u jak o pow ierzchnia p o m y ślana nie d a je się bezpośrednio obserw ow ać ani m ierzyć.
W p rzy p ad k u strom o zapad ający ch pow ierzchni osiow ych m ożliw e są przy tej sam ej w erg en cji fałdów przeciw nie skierow ane up ad y p o w ierzchni osiow ych fałd u *.
W p rzy p a d k u późniejszej p rzebud o w y te k to nicznej m ogą pow stać dodatkow e kom plikacje w postaci w tó rn y ch zestro m ień pow ierzchni
* Aby dodatkowo nie komplikować przedstawio
nych zagadnień, postanowiłem nie rozważać tu pro
blemów związanych z fałdami antytetycznymi.
• S I
a <£>
>> I
cd ^
B A cj w<
oo to
X! g
o B
^ 2
g feb
.2 2
£ <u *3
cd o ^
"td -to oto v« i—i
■ s i -°
a «
a - s £
‘•d* 0> C
° C O 5 .C C
d !> d a s g
o a . § * ■
° “ S
o> „ „ d > o
i ! l |
= 3 5 ,8 , E> o S C_> ^ d E * CO d 2 +*M
* H j a d
_ o 1
O -d c . T3 n
>i 4)
C >rH ^ co
o •(—a to to
<o o g a g
• ■»« E-a
UO ^ 0) ^3 Lxj Q d
— O O . § O -rH «—v
bJD^J O <2
<D X3 d 03 „ . 8 R "3 §
<G N O . S
2 a g S
tuo O O) 2d m
2 « g °
£ M _ f i m “ S . 2
. , N C l - P
N O o
™ n „,43
*H CO i ” p
° o 2 § -v a d -d
0 , ^ 0
'w I u
S«? I §
S J. e|
N CO
o . 'O >
g ~ c o 4 3 -n d S 8 S E >, g M
S' « .2 : *
2M CO ^
« C ■«
£ o
0u s
■s. I
° ffl
3 .2
•S ■a
a 5
03
N «H
.o °
kO <u
1 I
M S
