Ska³y magmowe we fliszu karpackim Polski.pdf

Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 4, 2007

w otworach rejonu Bliudzijai metapelitowe granulity, obok

gnejsów piroksenowych, zosta³y rozpoznane jako ska³y

pierwotnie magmowe, g³ównie wulkaniczne i wulkanokla-

styczne, przechodz¹ce w ska³y osadowe, zawieraj¹ce

znaczn¹ iloœæ materia³u wulkanicznego. Tak¿e na pograni-

czu litewsko-polskim, w otworach Lazdijai 13 i 32, rozpo-

znane gnejsy, ³upki, amfibolity, marmury i hornfelsy

reprezentuj¹ sekwencjê wulkaniczno-osadow¹, poddan¹

metamorfizmowi wwarunkach facji amfibolitowej, a tak¿e

deformacjom kruchym i podatnym (Cymerman, 2004).

Wymienione utwory zachowa³y siê pomiêdzy powszech-

nie wystêpuj¹cymi tu ska³ami formacji AMCG (anortozy-

ty-mangeryty-charnokity-granity rapakiwi).

WyraŸna sekwencja wulkaniczno-osadowa w polskiej

czêœci pod³o¿a krystalicznego zosta³a rozpoznana w Moñ-

kach, gdzie „szare” gnejsy, ³upki i kwarcyty s¹ œladem

dojrza³ych ska³ klastycznych i niekiedy wulkanoklastycz-

nych, zmetamorfizowanych w warunkach facji zieleñco-

wej do amfibolitowej (Wiszniewska i in., 2005).

Rozpoznane w otworze Jastrzêbna gnejsy kordierytowo-

-silimanitowe, przewarstwione z amfibolitami, zinterpre-

towaæ mo¿na jako sekwencje niedojrza³ych ska³ klastycz-

nych i wulkanicznych z wyraŸnie silniejszym stopniem

metamorfizmu. Wprofilu Wigry IG1, który wykazuje wie-

le podobieñstw do profili z rejonu Lazdijai, zmigmatyzo-

wane gnejsy biotytowe i granatowo-biotytowe wspó³-

wystêpuj¹ z gnejsami piroksenowo-amfibolowymi, a tak-

¿e kalcyfirami.

Na podstawie diagramu Herrona ska³y z Lazdijai i Mo-

niek mo¿na sklasyfikowaæ jako pierwotne waki oraz ³upki

ilaste, podczas gdy gnejsy z Bliudzijai, a tak¿e Jastrzê-

biej i Wigier — jako ³upki ilaste i ³upki ¿elaziste. Dane

geochemiczne badanych ska³ wskazuj¹ na mieszane

pochodzenie — wulkaniczno-osadowe, co mo¿e byæ zna-

kiem rozpoznawczym typowego œrodowiska ³uku wysp.

Zawartoœci pierwiastków œladowych podkreœlaj¹ cechy

kontynentalnego ³uku lub brzegu kontynentu (CAAM).

Wiêkszoœæ amfibolitów s¹ to metabazalty i metaandezyty

z w³aœciwoœciami charakterystycznymi dla ³uku wysp.

Wyniki badañ geochronologicznych U-Pb (metod¹

NORDISM) cyrkonów z Bludzijai i Lazdijai pozwoli³y na

wyró¿nienie wœród detrytycznych, odziedziczonych cyr-

konów kilku grup wiekowych: 3,0 mld lat, 2,0 mld lat,

1,90–1,94 mld lat oraz udokumentowanie epizodu magmo-

wego oko³o 1,85 mld lat temu. Osadowe pochodzenie maj¹

tak¿e cyrkony z Moniek i Jastrzêbiej, badane metod¹ U-Pb

SHRIMP. Zbli¿ony wiek odziedziczonych œrodków ziarn

— archaiczny i paleoproterozoiczny — wskazuje na

podobny materia³ Ÿród³owy detrytusu. Podobny wiek

metabazytów w przedziale 1,82–1,85 mld lat pozwala

przypuszczaæ, ¿e sekwencje ska³ pierwotnie wulkaniczno-

-osadowych, rozpoznane i zbadane w pod³o¿u krystalicz-

nym pó³nocno-wschodniej Polski i po³udniowej Litwy,

oznaczaj¹ ten sam etap rozwoju litosfery i s¹ dowodem ist-

nienia paleoproterozoicznego ³uku wysp.

Literatura

CYMERMAN Z. 2004 — Prekambr platformy wschodnioeuropejskiej

na obszarze Polski: Tektonika i rozwój skorupy. Pr. Pañstw. Inst. Geol.

180: 1–129.

SKRIDLAITE G. & MOTUZA G. 2001 — Precambrian domains in

Lithuania: evidence of terrane tectonics.Tectonophysics, 339: 113–133.

WISZNIEWSKA J., KRZEMIÑSKA E., SKRIDLAITE G., MOTUZA

G., WILLIAMS I. & WHITEHOUSE M. 2005 — Metasedimentary

and metavolcanic rocks from NE Poland and Lithuania: implication for

Precambrian crustal evolution. Pr. Specjalne PTM, 26: 104–108.

Ska³y magmowe we fliszu karpackim Polski

Janusz Skulich*

Ska³y magmowe obecne w Karpatach zasadniczo

reprezentuj¹ trzy odmienne typy genetyczne. Pierwszy typ

tworz¹ iniekcje zró¿nicowanych dyferencjatów magmy

w utwory fliszowe, jak w przypadku ska³ cieszynitowych.

Z ods³oniêæ powierzchniowych wiadomo, ¿e pochodz¹

one z pogranicza dolnokredowych wapieni cieszyñskich

jednostki œl¹skiej, gdzie mo¿na zaobserwowaæ kontakt

ró¿nych odmian ska³ cieszynitowych z wapieniami.

Ponadto izolowane fragmenty cieszynitów mo¿na napo-

tkaæ wœród egzotycznych ska³ krystalicznych sukcesji

œl¹skiej w zachodnim rejonie Karpat.

Kolejnym typem omawianych ska³ s¹ tufy i tufity ( in

situ ), tworz¹ce kilka poziomów korelacyjnych w utworach

fliszowych (Wieser i in., 2000; Wiewiórka, 1979).

Najbogatsz¹ i najbardziej zró¿nicowan¹ grup¹ ska³

magmowych Karpat s¹ ska³y egzotyczne, wystêpuj¹ce

w osadach od dolnej kredy po wy¿szy miocen (Skulich,

2005a). Zosta³y rozpoznane zarówno na terenie jednostki

magurskiej, œl¹skiej czy skolskiej, jak i grupy przedma-

gurskiej, jednostki dukielskiej czy jednostki podœl¹skiej, a

tak¿e z obszaru pieniñskiego pasa ska³kowego i zapadliska

przedkarpackiego.

Okruchy skalne ze starych górotworów (starszych ni¿

wspó³czesne Karpaty) zwykle nale¿¹ do ska³ krystalicz-

nych i czêsto zachowuj¹ siê w formie niewielkich litokla-

stów. Ich wiêksze fragmenty s¹ obecne wœród osadów

zlepieñcowatych, gdzie lokalnie tworz¹ bloki kilkumetro-

wej lub wiêkszej œrednicy.

Wœród egzotycznych ska³ magmowych mo¿na obser-

wowaæ zarówno ska³y g³êbinowe, wulkaniczne czy sub-

wulkaniczne, jak i piroklastyczne (Skulich, 2005b).

Ska³y g³êbinowe s¹ reprezentowane g³ównie przez gra-

nitoidy, najczêœciej granity w³aœciwe, leukogranity (w tym

alaskity i aplity), granity monzonitowe („adamellity”), gra-

nodioryty, tonality i pegmatyty.

W grupie ska³ wulkanicznych i subwulkanicznych s¹

spotykane ryolitoidy, dacytoidy, trachitoidy, andezytoidy

i bazaltoidy oraz egzotyczne ska³y spilityzowane. Z grupy

ryolitoidówwœród ska³ egzotycznych mo¿na napotkaæ ryo-

lity (liparyty), porfiroidy, porfiry granitowe oraz bli¿ej nie-

okreœlone kwaœne aglomeraty lawowe. Z dacytoidów

wystêpuj¹ dacyty, porfiry dacytowe i porfiry ryodacytowe.

Trachitoidy s¹ reprezentowane przez porfiry ortoklazowe.

*Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Karpacki, ul.

Skrzatów 1, 31-560 Kraków; janusz.skulich@pgi.gov.pl

306

Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 4, 2007

Poœród andezytoidów i bazaltoidów mo¿na znaleŸæ ande-

zyty, propylity, bazalty, keratofiry, porfiryty oraz inne,

bardziej zasadowe odmiany aglomeratów lawowych.

Wœród fragmentów ska³ piroklastycznych zosta³y roz-

poznane zarówno tufolawy, jak i tufy czy tufity, czêsto

przeobra¿one wmetatufy albo metatufity, a tak¿e tufy spie-

czone ( welded tuffs ) lub ignimbryty.

Na podstawie wyników badañ petrologicznych ska³

egzotycznych mo¿na poznaæ budowê struktur geologicz-

nych starszych od Karpat, niejako „zakonserwowanych”

wœród wspó³czeœnie obserwowanych osadów fliszu. Mog¹

one byæ traktowane jako fragmenty struktur typu starych

masywów górskich czy pozosta³oœci dawnych przejawów

dzia³alnoœci wulkanicznej lub innych form paleogeomor-

fologicznych.

Obszar macierzysty badanych fragmentów skalnych

w wiêkszoœci przypadków jest niemo¿liwy do dok³adnego

zlokalizowania, niemniej ich pozosta³oœci mog¹ siê nadal

znajdowaæ w g³êbi skorupy ziemskiej. Zachowane okruchy

skalne s¹ niejako „dowodami” istnienia w historii Ziemi

grzbietów górskich lub innych struktur geologicznych, obec-

nie nieznanych, gdy¿ nie zachowa³y siê na powierzchni.

Literatura

SKULICH J. 2005a — Spektrum egzotykowych ska³ magmowych w

polskich Karpatach fliszowych i na Przedgórzu. Arch. Pañstw. Inst.

Geol., Kraków, nr arch. OK/505 (3094).

SKULICH J. 2005b — Ska³y egzotyczne w utworach fliszowych pol-

skich Karpat na wschód od Dunajca. Cz. I i II, Arch. Pañstw. Inst.

Geol., Kraków, nr arch. OK/500 (3089).

WIESER T., BUKOWSKI K. & WÓJTOWICZ A. 2000 — Korelacja

mineralogiczna i wiek radiometryczny tufitu z warstw chodenickich z

okolic Bochni [W:] Datowanie Minera³ów i Ska³, V Ogólnopolska

Sesja Naukowa. Kraków 10–12.02.200. Kraków: 50–55.

WIEWIÓRKA J. 1979 — Przewodnie poziomy tufitowe w Kopalni

Soli Wieliczka. Spraw. z Pos. Komis. Nauk. PAN Krak., 21/1:

176–178.

Zastosowanie geotermometru illitowo-smektytowego do poznania struktury

termicznej polskiego i s³owackiego segmentu Karpat zewnêtrznych

Anna Œwierczewska*, Antoni Tokarski*, Teresa Dudek-Wing*, Marta Rauch*,Vratislav Hurai**

Badany obszar Karpat zewnêtrznych jest silnie zdefor-

mowan¹ pryzm¹ akrecyjn¹, zbudowan¹ g³ównie ze ska³ fli-

szowych wieku od wczesnotytoñskiego po

wczesnomioceñski, nasuniêt¹ na warstwy mioceñskie

zapadliska przedkarpackiego. Orogen Karpat zewnêtrz-

nych utworzony jest przez stos p³aszczowin. W omawia-

nym segmencie s¹ to p³aszczowiny: magurska (najwy¿sza

strukturalnie), dukielska, œl¹ska, podœl¹ska i skolska.

Wyniki badañ minera³ów mieszanopakietowych —

illit/smektyt (I-S) — wykonane metodami dyfraktometrii

rentgenowskiej (por. Dudek & Œrodoñ, 1996 i literatura

tam cytowana) zosta³y u¿yte do rekonstrukcji historii ter-

micznej polskiego i s³owackiego segmentu Karpat zew-

nêtrznych. Analizowano frakcjê ilast¹ <0,2 mikrometra

wyseparowan¹ z prób powierzchniowych i³owców. Mak-

symaln¹ paleotemperaturê, która oddzia³ywa³a na ska³y,

okreœlono na podstawie zawartoœci smektytu w mine-

ra³ach mieszanopakietowych I-S, stosuj¹c wykres Šucha

i in. (1993) z 10

C, w porównaniu z ni¿ej le¿¹c¹ p³aszczowin¹

œl¹sk¹. Nasuniêcia frontalne pozosta³ych p³aszczowin, jak

równie¿ nasuniêcia w obrêbie p³aszczowiny magurskiej,

nie s¹ granicami oddzielaj¹cymi obszary o ró¿nym pod-

grzaniu. Taki obraz wskazuje, ¿e struktura termiczna p³asz-

czowiny magurskiej powsta³a g³ównie podczas tworzenia

siê pryzmy akrecyjnej, zanim znalaz³a siê w obecnej pozy-

cji strukturalnej.

Regionalne zmiany temperatury podgrzania koreluj¹

siê ze stylem tektonicznym orogenu. Najmocniej podgrza-

ne ska³y wystêpuj¹ w obszarach o najsilniejszym skróceniu

tektonicznym i towarzysz¹cym mu wypiêtrzeniu. Do

obszarów tych nale¿y m.in. zachodnia czêœæ p³aszczowiny

œl¹skiej, œrodkowa (tj. miêdzy Skaw¹ i Bia³¹) czêœæ p³asz-

czowiny magurskiej, strefa przeddukielska p³aszczowiny

œl¹skiej oraz ukraiñska czêœæ p³aszczowiny skolskiej o

budowie skibowej. Powy¿sza korelacja wskazuje, ¿e

g³ównym czynnikiem odpowiedzialnym za wielkoœæ pod-

grzania by³ nadk³ad tektoniczny, a jego erozja wp³ynê³a na

obecny obraz rozk³adu paleotemperatury.

poprawk¹ sugerowan¹ przez Clauera i in.

(1997).

Zakres maksymalnej paleotemperatury oddzia³ywa-

j¹cej na ska³y by³ ró¿ny w poszczególnych p³aszczowinach

i wynosi³: <<75–200

C w p³aszczowinie magurskiej i œl¹s-

kiej, 75–200

C w p³aszczowinie dukielskiej, 75–140

C w polskiej

czêœci p³aszczowiny skolskiej, 75–165°C zaœ w jej czêœci

ukraiñskiej. Zmiany temperatury podgrzania maj¹ charak-

ter regionalny. Ogólnie obserwuje siê spadek stopnia prze-

obra¿eñ termicznych w kierunku nasuniêcia frontalnego

Literatura

CLAUER N., ŒRODOÑ J., FRANCÙ J. & ŠUCHA V. 1997 — K-Ar

dating of illite fundamental particles separated from illite-smectite.

Clay Miner., 32: 181–196.

DUDEK T. & ŒRODOÑ J. 1996 — Identification of illite/smectite by

x-ray powder diffraction taking into account the lognormal distribution

of crystal thickness. Geol. Carpath. Clays, 1-2: 21–32.

ŠUCHA V., KRAUS I., GERTHOFFEROVÁ H., PETEŠ J. &

SEREKOVÁ M. 1993 — Smectite to illite conversion in bentonites

and shales of the East Slovak Basin. Clay Miner., 32, 2: 243–253.

307

Karpat. W obrazie kartograficznym badanego segmen-

tu Karpat zewnêtrznych wyraŸnie siê zaznacza tylko nasu-

niêcie frontalne p³aszczowiny magurskiej na p³aszczowinê

œl¹sk¹, jako granica obszarów o ró¿nym stopniu podgrza-

nia. Ska³y magurskie s¹ znacznie silniej podgrzane, nawet

ponad 40

w p³aszczowinie podœl¹skiej oraz <<75–115

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: