Budowa geologiczna oraz mechanizm póŸnokredowo-paleoceñskiego wypiêtrzania.pdf

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

w póŸnym badenie, koreluje siê z g³ówn¹ faz¹ powstawa-

nia uskoków normalnych w centralnym segmencie BZZP.

Dla dwóch przekrojów sejsmicznych z centralnej czêœci

zapadliska oszacowano ekstensjê strukturaln¹ (ok. 2,5%)

i g³êbokoœæ powierzchni neutralnej (8 ± 3 km). Ten wynik

œwiadczy, ¿e w trakcie uginania skorupa ziemska nie by³a

mechanicznie spojona z p³aszczem lub ¿e p³aszcz mia³ zni-

kom¹ wytrzyma³oœæ. W celu weryfikacji powy¿szej alterna-

tywy obliczono profile reologiczne 1D dla p³yty przedpola

Karpat, które wskazuj¹, ¿e litosfera ma trzy warstwy wy-

trzyma³e: 1) górn¹ skorupê, 2) doln¹ skorupê i 3) górny

p³aszcz. Pomiêdzy tymi warstwami wystêpuj¹ strefy os³abie-

nia, które w okreœlonych warunkach obci¹¿enia mog¹ przero-

dziæ siê w mechaniczne odk³ucia. Wyniki naszych analiz

wskazuj¹, ¿e w trakcie maksymalnego uginania litosfera

by³a rozwarstwiona na górn¹ skorupê o mi¹¿szoœci 9 km,

doln¹ skorupê (5 km) i górny p³aszcz (15 km), co daje efek-

tywn¹ mi¹¿szoœæ sprê¿yst¹ 16 km.

Daleki zasiêg basenu w czasie wczesnobadeñskiej trans-

gresji przy jednoczesnej znikomej subsydencji sugeruje, ¿e

w pierwszej fazie uginania p³yta mog³a zachowywaæ siê

spójnie. Relacje pomiêdzy subsydencj¹ w basenie przed-

górskim a szerokoœci¹ basenu s¹ uzale¿nione nie tylko od

pocz¹tkowego profilu wytrzyma³oœci litosfery, ale równie¿

od stopnia ugiêcia p³yty. Szerokie baseny o ma³ej subsy-

dencji mog¹ siê rozwin¹æ na p³ycie spójnej mechanicznie;

g³êbokie i relatywnie wê¿sze baseny mog¹ wystêpowaæ na

p³ycie odspojonej mechanicznie (o ma³ej efektywnej mi¹¿-

szoœci sprê¿ystej).

W badenie mimo intensywnego fa³dowania i nasuwa-

nia p³aszczowin w Karpatach zewnêtrznych na obszarze

BZZP panowa³ re¿im uskoków normalnych. Œwiadczy to o

lokalnej przewadze ekstensji fleksuralnej, wzmocnionej

ci¹gnieniem subdukuj¹cej p³yty, nad kompresj¹ wzbudzon¹

przez kolizjê. G³ówny epizod deformacji kompresyjnych,

zakorzenionych w pod³o¿u zapadliska przedkarpackiego,

nast¹pi³ dopiero na prze³omie badenu i sarmatu. Transpre-

syjne uskoki tej fazy wystêpuj¹ jedynie w dystalnej strefie

ówczesnego basenu. W proksymalnej strefie œrodkowego

segmentu BZZP œlady inwersji siê nie zapisa³y, prawdopo-

dobnie ze wzglêdu na wystêpuj¹c¹ tu wiêksz¹ tensjê flek-

suraln¹.

W sarmacie centrum subsydencji i ekstensja przemieœci³y

siê do wschodniego segmentu zapadliska przedkarpackie-

go. Porównanie stylu ekstensji badeñskiej w centralnym

segmencie zapadliska (symetria kierunków zrzutu i równo-

mierne rozproszenie deformacji na wielu uskokach) ze sty-

lem ekstensji sarmackiej w segmencie wschodnim (schodowe

zrzuty w kierunku orogenu, dominacja zrzutu jednego usko-

ku) pozwala domyœlaæ siê ró¿nych uwarunkowañ mecha-

nicznych. Ró¿nicê tê mo¿na wyjaœniæ przyjmuj¹c, ¿e w

segmencie centralnym zasadnicz¹ rolê odgrywa³a ekstensja

fleksuralna mechanicznie jednorodnego masywu ma³opol-

skiego, w segmencie zaœ wschodnim wyst¹pi³o dodatkowe

obci¹¿enie grubsz¹ pryzm¹ akrecyjn¹ oraz zaznaczy³a siê

niejednorodnoœæ mechaniczna na krawêdzi kratonu wschod-

nioeuropejskiego. Litosfera kratoniczna jest mniej podatna

na rozwarstwienie mechaniczne ni¿ litosfera masywu

ma³opolskiego i dlatego silniej opiera siê uginaniu.

Budowa geologiczna oraz mechanizm póŸnokredowo-paleoceñskiego wypiêtrzania

wyniesienia œl¹skiego (zachodnie Karpaty zewnêtrzne)

Pawe³ Poprawa 1 , Tomasz Malata 2 , Mariusz Hoffmann 3 , Zoltán Pecskay 4 ,

Monika A. Kusiak 5, 6 , Mariusz Paszkowski 6

Wyniesienie œl¹skie stanowi³o obszar Ÿród³owy, zasi-

laj¹cy basen œl¹ski z po³udniowego zachodu g³ównie w

póŸnej kredzie–wczesnym eocenie, a prawdopodobnie

równie¿ basen magurski z pó³nocy w póŸnej kredzie–oli-

gocenie (Ksi¹¿kiewicz, 1962). W budowie geologicznej

pod³o¿a krystalicznego wyniesienia œl¹skiego zdecydowa-

nie dominowa³ orogen waryscyjski, czego dowodzi wiek

K/Ar ³yszczyków oraz wiek U-Th-Pb monacytów wiêkszo-

œci otoczaków pochodz¹cych z tego Ÿród³a (Poprawa i in.,

2004, 2005). Znacznie rzadziej stwierdza siê otoczaki ska³

krystalicznych o wieku neoproterozoicznym lub wczesno-

kambryjskim (kadomskim). W takich przypadkach wspó³-

wystêpuj¹ one zazwyczaj z detrytusem karboñskiego wêgla

kamiennego i piaskowców oraz dewoñskich wapieni typu

dêbnickiego. Detrytus tego typu dominuje natomiast w

materiale dostarczanym do basenów zachodnich Karpat

zewnêtrznych (ZKZ) z ich pó³nocnego obrze¿enia.

Stwierdzono, ¿e ZKZ rozwinê³y siê na pod³o¿u stano-

wi¹cym po³udniowo-zachodnie przed³u¿enie strefy szwu

transeuropejskiego, na które sk³ada³y siê terrany o konsoli-

dacji neoproterozoiczno-wczesnokambryjskiej (kadomskiej)

oraz waryscyjskiej (Poprawa i in., 2004, 2005). Granica

miêdzy pod³o¿em kadomskim, po³o¿onym w zewnêtrznej

czêœci ZKZ, oraz pod³o¿em waryscyjskim, w ich wew-

nêtrznej czêœci, przebiega³a w przybli¿eniu wzd³u¿ strefy

kontaktu pod³o¿a basenu œl¹skiego i wyniesienia œl¹skiego

b¹dŸ te¿ w obrêbie wyniesienia œl¹skiego.

Za bardziej prawdopodobne uznano, ¿e obecnoœæ oro-

genu waryscyjskiego w kontakcie z terranem o kadomskiej

konsolidacji jest wynikiem waryscyjskiej kolizji, ni¿ wyni-

kiem ich wzajemnych pokarboñskich, a przedkredowych

ruchów przesuwczych. Œwiadczyæ o tym mo¿e obecnoœæ w

detrytusie ska³, które najprawdopodobniej reprezentuj¹

najbardziej po³udniow¹ czêœæ terranu Brunovistulikum,

zmetamorfizowan¹ w czasie orogenezy waryscyjskiej. Do

takich zaliczyæ mo¿na gnejsy, przypuszczalnie karboñskie-

go wieku, zawieraj¹ce cyrkony o wieku U/Pb w zakresie od

1 Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975

Warszawa; pawel.poprawa@pgi.gov.pl

2 Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Karpacki, ul. Skrza-

tów 1, 31-560 Kraków; tomasz.malata@pgi.gov.pl

3 Soletanche Polska , ul. J. Kochanowskiego 49a, 01-864 War-

szawa; mariusz.hoffmann@soletanche.pl

4 Institute of Nuclear Research, Hungarian Academy of Sciences,

4026 Debrecen, Bem tér 18/c, Wêgry; pecskay@namafia.atomki.hu

5 Nagoya University, Center for Chronological Research,

464-8602 Nagoya, Japan; mkusiak@nendai.nagoya-u.ac.jp

6 Polska Akademia Nauk, Instytut Nauk Geologicznych, ul. Se-

nacka 1, 31-002 Kraków; ndpaszko@cyf-kr.edu.pl

855

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

neoproterozoiku do wczesnego kambru oraz od neoarcha-

iku do mezoproterozoiku (Michalik i in., 2006), jak rów-

nie¿ zawieraj¹ce monacyty o neoproterozoicznym wieku

U-Th-Pb (Budzyn i in., 2006).

Procesy zwi¹zane z waryscyjsk¹ kolizj¹ wzd³u¿ po-

³udniowego przed³u¿enia Brunovistulikum nie ogranicza³y

siê do metamorfizmu dokumentowanego karboñskim wie-

kiem K/Ar ³yszczyków (Poprawa i in., 2004), odpowia-

daj¹cego wzglêdnie niskiemu zakresowi temperatur zam-

kniêcia sytemu. Wi¹za³ siê z ni¹ równie¿ metamorfizm

wysokiego stopnia, dokumentowany przez karboñski wiek

U-Th-Pb monacytów z granulitów, okreœlaj¹cy czas ich

ekshumacji (Budzyn i in., 2006), a tak¿e przez gnejsy nie

zawieraj¹ce oprócz monacytów o waryscyjskim wieku

U-Th-Pb starszych monacytów, które mo¿na by wi¹zaæ z

protolitem (Poprawa i in., 2005). Z kolizj¹ wi¹za³o siê rów-

nie¿ powstanie w strefie przysz³ego wyniesienia œl¹skiego

orogenicznych granitoidów (Hanl i in., 2000).

W póŸnej jurze–wczesnej kredzie obszary, wypiêtrzo-

ne póŸniej jako wyniesienie œl¹skie, by³y strefami, w któ-

rych zachodzi³a subsydencja i sedymentacja wapieni typu

sztramberskiego. Dowodzi tego znacz¹cy udzia³ takiego

materia³u w detrytusie dostarczanym z wyniesienia œl¹s-

kiego. Lokalnie w obszarach tych nastêpowa³o wypiêtrzanie

tektoniczne, na co wskazuje dostawa materia³u detrytycz-

nego do basenu, w którym deponowane by³y utwory warstw

cieszyñskich (np. Ksi¹¿kiewicz, 1962). Równowiekowa

subsydencja oraz ograniczone wypiêtrzanie na tym etapie

wi¹za³y siê najprawdopodobniej z ryftow¹ ekstensj¹.

Przyjêto, ¿e gwa³towne wypiêtrzanie wyniesienia œl¹-

skiego w póŸnej kredzie–paleocenie wi¹za³o siê z rozwo-

jem w tym obszarze strefy zakorzenionych deformacji

kompresyjnych oraz nasuniêæ (Poprawa i in., 2004).

Przes³ank¹ ku temu jest wspó³wystêpowanie w materiale

detrytycznym otoczaków ska³ o kontrastuj¹cym stopniu

metamorfizmu, ska³ plutonicznych oraz niezmetamorfizo-

wanych ska³ osadowych, w tym starszych od niektórych

ska³ metamorficznych. Wœród ska³ poddawanych w póŸnej

kredzie erozji znajdowa³ siê równie¿ dolnokredowy, g³êbo-

komorski flisz. Argumentem na uzasadnienie powstania

wyniesienia œl¹skiego poprzez spiêtrzanie siê p³aszczowin

s¹ ponadto zmiany w czasie sk³adu materia³u detrytyczne-

go z niego dostarczanego, które nie s¹ spójne z koncepcj¹

stopniowego wcinania siê erozji w g³¹b nie przebudowy-

wanego bloku. Przyk³adem jest znacz¹cy wzrost udzia³u gór-

nojurajsko-dolnokredowych wapieni typu sztramberskiego

w czasie depozycji utworów warstw ciê¿kowickich w sto-

sunku do starszych warstw istebniañskich.

Przedstawiono interpretacjê zak³adaj¹c¹, i¿ wyniesie-

nie œl¹skie w póŸnej kredzie–paleocenie stanowi³o strefê

kompensuj¹c¹ orogeniczne skracanie. Strefa ta, nasuwaj¹c

siê na p³ytê przedpola, powodowa³a fleksuraln¹ subsyden-

cjê w obszarach proksymalnych (wewnêtrzny basen œl¹ski)

oraz kompresyjne wypiêtrzanie tektoniczne w obszarach

dystalnych (zewnêtrzny basen œl¹ski, podœl¹ska strefa fa-

cjalna, basen skolski, pó³nocne obrze¿enie basenów ZKZ).

Wyniesienie œl¹skie mo¿e byæ ponadto Ÿród³em b¹dŸ jed-

nym ze Ÿróde³ kompresji, powoduj¹cej tektoniczn¹ inwer-

sjê basenu polskiego na prze³omie kredy i paleogenu.

Literatura

L P., SCHITTER F., FINGER F., KREJÈI O., BURIÁNKOVÁ K.

& STRÁNIK Z. 2000 — Petrography, geochemistry and age of granitic

pebbles from the Moravian part of the Carpathian Flysch. Mineral. Soc.

Poland, Sp. Papers, 17: 156–158.

KSI¥¯KIEWICZ M. (red.) 1962 — Atlas geologiczny Polski —

Zagadnienia stratygraficzno-facjalne. 1 : 600000, z. 13. Kreda i starszy

trzeciorzêd w polskich Karpatach zewnêtrznych. Inst. Geol.

MICHALIK M., GEHRELS G. & BUDZYÑ B. 2006 — Dating of the

gneiss clasts from Gródek at the Jezioro Ro¿nowskie Lake (the Silesian

Unit, SE Poland) based on U-Pb methods. Geolines, 20: 95 (abstract).

POPRAWA P., MALATA T., PÉCSKAY Z., BANAŒ M., SKULICH J.,

PASZKOWSKI M. & KUSIAK M. 2004 — Geochronology of crystal-

line basement of the Western Outer Carpathians’ sediment source areas

— preliminary data. Mineral. Soc. Poland, Sp. Papers, 24: 329–332.

POPRAWA P., KUSIAK M.A., MALATA T., PASZKOWSKI M.,

PÉCSKAY Z. & SKULICH J. 2005 — Th-U-Pb chemical dating of

monazite and K/Ar dating of mica combined: preliminary study of

“exotic” crystalline clasts from the Western Outer Carpathian flysch

(Poland). Mineral. Soc. Poland, Sp. Papers, 25: 345–351.

Wapienie poselenitowe — implikacje genetyczne polskich z³ó¿ siarki rodzimej

Andrzej G¹siewicz*

Wapienie poselenitowe s¹ charakterystyczn¹ litofacj¹

mioceñskich wapieni siarkonoœnych polskich z³ó¿ siarki

rodzimej pó³nocnej czêœci zapadliska przedkarpackiego.

Wapienie te s¹ zmiennie siarkowane (œrednio ok. 16%) lub

p³onne i zawieraj¹ struktury po pierwotnych kryszta³ach

gipsów selenitowych. Obecnoœæ tych struktur jest g³ów-

nym argumentem na rzecz epigenetycznego pochodzenia

polskich z³ó¿ siarki rodzimej. Jednak¿e liczne cechy wa-

pieni poselenitowych, takie jak: geometria i rozk³ad warstw,

cechy sedymentologiczne, diagenetyczne i petrologiczne,

a tak¿e ich zró¿nicowanie subfacjalne, charakterystyka geo-

chemiczna (chemiczna i izotopowa) oraz wyniki porównañ

tych wapieni z gipsami selenitowymi, zgodnie œwiadcz¹

przeciw hipotezie ich epigenetycznego utworzenia. Jedno-

czeœnie cechy te wskazuj¹ wyraŸnie na osadowe pochodze-

nie tych utworów, które rozwija³y siê w œrodowisku przej-

œciowym hypersalinowo-meteorycznym, na granicy dwóch

g³ównych stref depozycyjnych: wapiennej i gipsowej. Jak

wskazuj¹ cechy tych wapieni, utworzy³y siê one w zmie-

niaj¹cych siê warunkach zasolenia i zmieniaj¹cym siê re¿imie

beztlenowo-tlenowym. Zró¿nicowane lokalnie subœrodo-

wiska depozycji wapieni poselenitowych charakteryzowa³y

siê z³o¿onymi reakcjami biochemicznymi, zachodz¹cymi

od etapu synsedymentacyjnego do etapu póŸnej diagenezy

z intensywn¹ aktywnoœci¹ zespo³ów mikroorganizmów

cyklu siarkowego i wêglowego. W wyniku tych reakcji

utworzy³a siê z³o¿ona parageneza mineralna z siark¹

rodzim¹ wystêpuj¹c¹ w nagromadzeniach przemys³owych.

Cechy wapieni poselenitowych implikuj¹ tym samym se-

dymentacyjne pochodzenie polskich z³ó¿ siarki zapadliska

przedkarpackiego.

856

BUDZYN B., KONECNY P., MICHALIK M., MALATA T. &

POPRAWA P. 2006 — U-Th-total Pb dating of primary and secondary

monazite formation in gneiss and granulite clasts from the Silesian unit

(Western Outer Carpathians, Poland). GSA Annual Meeting, Philadel-

phia, Book of Abstracts.

HAN

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: