inwersja-pol kol.pdf

8 th Czech-Polish Workshop On Recent Geodynamics of the Sudety Mts. and Adjacent Areas,

Kłodzko – Poland, March 29-31, 2007, Abstracts, p.17-21.

TENSYJNA GENEZA INWERSJI W BASENIE POLSKIM

Z NAWIĄZANIEM DO TENSYJNEGO ROZWOJU MASYWU CZESKIEGO

Jan Koziar

Polska wersja artykułu

opublikowanego

w języku angielskim

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocławski

Pl. M. Borna, 50-205 Wrocław

e-mail: koziar@ing.uni.wroc.pl

POSZERZONY ABSTRAKT

Basen polski i poglądy na jego rozwój

Największą strukturą geologiczną na terenie Polski jest basen polski. Obejmuje on wał śródpolski

(ryc. 1) o przebiegu NW– SE oraz przylegające do niego niecki: pomorską, płocką i lubelską (od NE) oraz

szczecińską, mogileńską, uniejowską i miechowską (od SW). Niecki mogilneńska i uniejowska przecho-

dzą ku SW w monoklinę przedsudecką, która opiera się o NE krawędź masywu czeskiego. Strukturalna,

NE granica basenu polskiego nawiązuje do krawędzi kratonu wschodnio-europejskiego (linii Teisseyra

– Tornquista), do której przylega NE ciąg niecek.

Ryc. 1. Położenie głównych, omawianych w pracy struktur i tensyjny plan ich rozwoju

Basen polski wypełniony jest głównie utworami permo-mezozoiku. Na przełomie kredy i paleogenu

doszło do jego przebudowy, co przejawiło się:

(1) wypiętrzeniem wału śródpolskiego

(2) rozwojem dwu ciągów przyległych do niego niecek

(3) stopniowym zanikiem sedymentacji.

Rozwój basenu polskiego traktowano aż do lat 80. zgodnie z tradycyjną tektoniką kompresyjną.

W szczególności wypiętrzenie wału śródpolskiego wiązano z naciskiem przenoszonym poprzez masyw

czeski od zaczynającego się formować w górnej kredzie orogenu alpejskiego. W latach powojennych,

w wielu permo – mezozoicznych basenach europejskich, zaczęto rozpoznawać syntektoniczny charakter

sedymentacji (Voigt 1963). Okazało się wtedy, że wał śródpolski, aż do początków górnej kredy, był bruzdą

(„bruzda śródpolska”) o największej subsydencji i największej miąższości osadów. W górnej kredzie i na

początku paleogenu bruzda ta ulegała wypiętrzaniu tworząc obecny wał (ryc. 1) zaś osie subsydencji poja-

wiły się obok, doprowadzając do powstania dwu ciągów przyległych do wału niecek.

W 1978 roku McKenzie dokonał przewrotu w rozumieniu mechanizmu kształtowania się basenów se-

dymentacyjnych wskazując na ich rozwój tensyjny. Wkrótce potem do wypiętrzanych centralnych partii

basenów zaczęto stosować termin „inwersja” (Glennie, Boegner 1981), który po raz pierwszy został użyty

przez odkrywcę geosynklin Halla (1859), w odniesieniu do przekształcenia się zawartości geosynkliny

w wypiętrzone pasmo fałdowe. Jednak samą inwersję basenową nadal usiłuje się objaśniać mechanizmami

regionalnej kompresji (tradycyjnym naciskiem tangencjalnym). W przypadku inwersji bruzdy śródpolskiej

przyczyną ma być nadal hipotetyczny nacisk („far ield compression”) przekazywany poprzez masyw cze-

ski od laramijskiego orogenu alpejskiego. Pogląd taki jest prezentowany współcześnie w pracach Krzywca

(2000, 2002, 2005) oraz Mazura i in. (2005) – ryc. 2.

Ryc. 2. Rozwój basenu polskiego wg Mazura i in. 2005 (strzałki poziome J.K.)

a – stadium tensyjne (subsydencja bruzdy śródpolskiej)

b – stadium kompresyjne (inwersja bruzdy śródpolskiej).

Jednakże inwersja bruzdy śródpolskiej powinna być objaśniana jako efekt izostatycznej reakcji podłoża

na rozciąganie oraz spredingu grawitacyjnego (Bucher 1956, Ramberg 1981) wypiętrzanej i tracącej bocz-

ne oparcie, pryzmy osadowej (ryc. 3).

Ryc. 3. Inwersja bruzdy śródpolskiej i spreading grawitacyjny jako efekt rozciągania podłoża

i jego izostatycznej reakcji (na bazie ryc. 2b,. Mazur i in. 2005) .

Uzasadnienie tensyjnego mechanizmu inwersji

Wykażemy w pierwszej kolejności, że powstawanie inwersji w wyniku regionalnej kompresji (ryc. 2b)

jest niemożliwe. W szczególności:

(I) Niemożliwe jest przekazywanie hipotetycznego nacisku tangencjalnego od laramijskiego orogenu

alpejskiego

(II). Niemożliwe jest też działanie nacisku tangencjalnego ze względu na budowę basenu polskiego

i jego podłoża.

Ia) Współczesne badania wykazały, że pod frontalnymi partiami pasm fałdowych i zapadliskami przed-

górskimi głębokie podłoże jest rozciągane (ryc. 4).

Ryc. 4. Zestawienie powierzchniowej kompresji nasunięciowej z wgłębną tensją

pod frontalną częścią pasma fałdowego i zapadliskiem przedgórskim (Koziar 2005) .

Tym samym kompresja wywołana nasuwanymi seriami skalnymi jest tylko zjawiskiem powierzchniowym,

niemiarodajnym dla deformacji litosferycznego fundamentu, który rozwija się w przeciwstawny sposób.

Ib) Pomiędzy laramijskim orogenem alpejskim a masywem czeskim istniała nadal geosynklina liszo-

wa, która właśnie w górnej kredzie zaczęła się intensywniej rozwijać. Wiadomo zaś od czasów prac geolo-

gów alpejskich z lat 40. i 50., że geosynkliny są strukturami tensyjnymi.

IIa) Hipotetyczny nacisk tangencjalny miałby być prostopadły do prawie pionowego, inwersyjnego

wypiętrzenia (patrz ryc. 2b), co stwarza mechaniczną dysfunkcjonalność.

IIb) Oba ciągi przylegających do wału śródpolskiego niecek tworzą mechaniczną „próżnię” niezdolną

do przekazywania hipotetycznego nacisku tangencjalnego. Występujące w nich struktury fałdowe wyjaśnić

należy dośrodkową tektoniką grawitacyjną (Reyer 1888; Van Bemmelen 1954) - ryc. 5.

Ryc. 5. Dośrodkowa tektonika grawitacyjna w basenie osadowym

(wg Van Bemmelen 1954).

IIc) Fundament serii osadowych basenu polskiego również nie jest w stanie przenosić hipotetycznego

nacisku, gdyż jest osłabiony rozciąganiem tworząc tzw. „przewężenie szyjkowe”, dobrze widoczne na

przekroju sejsmicznyym LT-7 - ryc. 6 (Guterch i in. 1999; Stephenson i in. 2003).

Ryc. 6. Przewężenie szyjkowe skorupy ppod basenem polskim

(proil LT-7), wg Stephenson i in. 2003).

Wróćmy teraz do schematu alternatywnego przedstawionego na ryc.3. Nawiązuje on do dobrze rozpo-

znanej w geologii, izostatycznej reakcji podłoża na rozciąganie, która może dochodzić do stadium diapiro-

wego (ryc. 7).

Ryc. 7. Etapy tensyjnej destrukcji litosfery (wg Ollier, Koziar 2007)

a – powstawanie basenu osadowego (suprakrustalny wskaźnik tensji)

b – reakcja diapirowa głębokiego podłoża (infrakrustalny wskaźnik tensji).

Reakcja ta w początkowym stadium może przybierać różne formy. Możne to być izostatyczne wybrzu-

szenie przewężenia szyjkowego (Kooi, Cloethingh 1992) niezwiązane z lokalnym rozrzedzeniem materii

górnego płaszcza (ryc. 8).

Ryc. 8. Podniesienie przewężenia s szyjkowego poprzez izostatyczną reakcję

niezmienionego górnego płaszcza (wg Kooi, Cloethingh 1992).

W tym przypadku powierzchnia Moho podnosi się. Może też zostać wytworzona poduszka ryftowa (np.

Illies 1969; Saltus 1993; Swain i in. 1994; O’Reilly i in. 1996) z rozrzedzonej materii górnego płaszcza

(ryc. 9). W tym przypadku powierzchnia Moho obniża się. Poduszka taka może być gorąca lub chłodna

(podryftowe przesycenie płaszcza luidami, serpentynizacja). Samo zaś wypiętrzenie skorupy może być

blokowe, czyli zachodzić wzdłuż uskoków.

Ryc. 9. Podniesienie dna ryftu poprzez rozrzedzony górny płaszcz (poduszkę ryftową).

Przedstawiony mechanizm tensyjny (niezależnie od jego szczegółowej wersji) jest w zgodzie

z przyśpieszoną subsydencją poprzedzającą inwersję (Dadlez i in. 1995, Stephenson i in. 2003).

Z przyspieszenia tego wynika, że inwersja wywołana jest nasileniem czynnika powodującego subsydencję,

a jest nim tensja. Mechanizm ten jest również w zgodzie z nasileniem się diapiryzmu solnego podczas in-

wersji, który także wiąże się z reżimen tensyjnym (patrz np. Nalpas, Brun 1993).

Inwersja bruzdy śródpolskiej powodowała jednocześnie inwersję (rewersję) wcześniejszych uskoków

grawitacyjnych, związanych z subsydencją. Jednakże kompresja, na tak powstałych uskokach inwersyj-

nych, nie jest efektem regionalnego nacisku tangencjalnego a efektem grawitacyjnego rozpływania się na

boki wału śródpolskiego. Jest to tym razem odśrodkowa tektonika grawitacyjna (spreding grawitacyjny),

która pojawia się na etapie inwersji basenu.

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: