1629290183

w piaskowcach z. Mutnego górnokredowych wapieni i margli.

Praca powstała dzięki finansowemu wsparciu projektów II. II.140.447 i MNiSW N N307 2497 33.

9 P

Budowa mikrolamin w wapieniach tylawskich oraz osadach towarzyszących i jej znaczenie dla rekonstrukcji warunków paleoceanograficznych w oligoceńskiej Paratetydzie

Agnieszka Ciurej

Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrona Środowiska, Akademia Górniczo-Hutnicza, Kraków

Budowa cienkich lamin w wapieniach tylawskich z Tylawy, Duszatyna (jednostka dukielska) i Rudawki Rymanowskiej (jednostka śląska) była badana w płytkach cienkich w mikroskopie optycznym i w mikroskopie skaningowym z przystawką EDS. Laminy jasne, o miąższości do 50 pm, są zbudowane głównie z pokruszonych kokolitów Reticulofenestra ornata, rzadko występują skupienia całych kokosfer. Laminy ciemne, zazwyczaj do 10 pm miąższości, zbudowane są z materii organicznej, framboidów pirytowych, minerałów ilastych i cienkich, wydłużonych przekrojów okrzemek długości ok. 50 pm. W jasnych laminach występują soczewki interpretowane jako pozostałości grudek kałowych, w któryeh osad opadał na dno.

Spośród osadów w bezpośrednim kontakcie z laminowanymi wapieniami, wyróżniają się nielaminowane, drobnoziarniste wkładki mułowców węglanowych, w których makroskopowo obserwuje się wspólne cechy: smugowanie, rozproszone, jasne soczewki o wielkości ok. 100 pm. Obecność kokolitów (często skupionych we wspominanych soczewkach), materii organicznej, framboidów pirytowych, minerałów ilastych i cienkich, wydłużonych przekrojów okrzemek, wskazuje na podobieństwo ich materiału do wapieni laminowanych. Chaotyczne rozmieszczenie tych składników, oraz zwiększona zawartość materiału terygenicznego i pirytu wskazuje na odmienny proces sedymentacji, w którym znaczną rolę odgrywać mogła zawiesina materiału redeponowanego z dna basenu i z zawiesiny dostarczonej rzekami z lądu.

Ciągłość lamin w' wapieniu tylawskich daje się śledzić na odległościach setek metrów, ale nie udało się dotąd jednoznacznie skorelować na odległościach wielu kilometrów.

Współcześnie w Morzu Czarnym powstaje osad laminowany złożony z jasnych lamin kokolitowych. zdominowanych przez jeden gatunek i z lamin ciemnych z okrzemkami rozproszonymi w osadzie pochodzenia lądowego. Laminy tworzą się odpowiednio w czasie letniego zakwitu kokolitofor i zimowego, mniej obfitego, zakw itu okrzemek. Cechy sedymentacyjne w apieni tylawskich (brak otwornic, zespól ry b) i podobny charakter lamin wskazują, że wapienie ty lawskie mogły powstawać w basenie o warunkach podobnych, jak w dzisiejszym Morzu Czarnym.

11 R

Spękane klasty w młodoczwartorzędowych osadach rzecznych Karpat Zachodnich: wskaźnik zjawisk paleosejsmicznych

Nguyen Ouoc Cuong', Antoni K. Tokarski',

Witold Zuchiewicz², Anna Świerczewska² ' Ośrodek Badawczy w Krakowie Instytutu Nauk Geologicznych PAN, Kraków;

¹ Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska AGH, Kraków

Spękane klasty występują powszechnie w neogeńskich i czwartorzędowych żwirach i parazlcpicńcach polskich Karpat zewnętrznych, a ich zawartość w niektórych seriach żwirowych sięga nawet 60%. W badanych stanowiskach młodoczwartorzędowych osadów rzecznych Karpat Zachodnich (Kotlina Orawska, doliny Skawy, Raby i Dunajca) architektura spękań w klastach jest wyraźnie zdefiniowana i niezależna od cech teksturalnych. Wymienione stanowiska grupują się w pobliżu kartowalnych nasunięć, a także uskoków' przesuw-czych i normalnych, wskazując na młodą aktywność tektoniczną tych struktur. Karpaty należą do najbardziej aktywnych sejsmicznie rejonów Polski, szczególnie w ostatnim stuleciu. Najsilniejsze historyczne trzęsienia ziemi w Polsce (1443, 1786) spowodowały zniszczenia w Krakowie. Epicentrum wstrząsu z 1443 mieściło się w Zilinic (słowackie Karpaty Zachodnie). a z 1786 w' rejonie Myślenic. Sejsmiczność Karpat stwarza zatem potencjalne zagrożenie dla Krakowa. Właściw a ocena stopnia zagrożenia sejsmicznego wymaga szczegółowych badań neotektonicznych, a przede wszystkim - charakterystyki silnych zjawisk paleosejsmicznych o długim okresie powtarzalności, rejestrowanych przez spękane klasty w osadach rzecznych.

11 R

Dwie dekady

modeli terranowych w Sudetach

Zbigniew Cymerman

Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Dolnośląski, Wrocław'

Przegląd historii tektoniki płytowej w Sudetach, a zwłaszcza modeli terranowych prow adzi do wniosku, że nadal pozostaje wiele kontrowersji dotyczący ch ewolucji geotektonicznej NE części Masywu Czeskiego. Terranem określany jest obszar, który' charaktery zuje się w ew nętrzną ciągłością budow y geologicznej i który jest ograniczony systemem uskoków, stref ścinania, melanży (kompleksy rowów oceanicznych) lub ukrytych stref szwu kolizyjnego. Wyznaczenie granic terranów na obszarze tak złożonej, mozaikowej budowy geologicznej jak Sudety jest oparte o regionalne strefy ścinania podatnego, przejawy metamorfizmu HP i relikty skorupy oceanicznej (rozczłonkowane tektonicznie ofiolity). Liczba terranów tekto-nost raty graficznych (od kilku do ośmiu), jak i ich granice oraz historia ich akrecji w Sudetach pozostaje jednak nadal otwarta i budzi wiele dyskusji. Zakładano m.in. istnienie terranu o cechach granitoidow^;ego batolitu typu luku wyspowego w czasie kaledońskiej subdukcji oceanu Tornąuista. Przyjmowano skośną konwergencję płyt litosfery' z subdukcją płyty oceanicznej (oceanu Tornąuista lub reickiego) ku SW z rozwojem regionów przedłukowych, śródlukowych i załukowych. Terra-ny środkowosudecki i sowiogórski zajmują szczególną pozycję w Sudetach i mają one kluczowe znaczenie w zrozumieniu ewolucji Masywu Czeskiego. Aktualnymi pozostają pytania, czy mozaikow a budowa Sudetów rozwijała się na przetransponowanej skorupie kadomskiej, po której zachowały się bloki (terrany) Łużyc i Brna, czy też paleozoiczna ewolucja Sudetów obejmowała procesy subdukcji skorupy oceanicznej, rozwój łuków magmowych, basenów załukowych i akrecję terranów. Otwartymi pozostają zagadnienia środowiska geochemicznego procesów¹ magmowy ch (kambr górny/dolny ordowik), deformacji i metamorfizmu (starszego - HP i młodszego - HT) związanych z procesami konwergencji późnodew'ońskiej/ wczesnokarbońskiej, rozwoju podatnych skorupowych nasunięć i stref ścinania, tektonicznego pogrubienia skorupy litosfery oraz późniejszych (górnowizeńsko - dolnopermskich) procesów regionalnej ekstensji, grawitacyjnego kolapsu i rozwoju basenów i rowów tektonicznych, a także magmalyzmu późnoorogenicznego.

19