This site uses cookies.
Some of these cookies are essential to the operation of the site,
while others help to improve your experience by providing insights into how the site is being used.
For more information, please see the ProZ.com privacy policy.
This person has a SecurePRO™ card. Because this person is not a ProZ.com Plus subscriber, to view his or her SecurePRO™ card you must be a ProZ.com Business member or Plus subscriber.
Affiliations
This person is not affiliated with any business or Blue Board record at ProZ.com.
English to Polish: Ancient Subducion Zones General field: Science Detailed field: Geology
Source text - English A journey to the Mariana Trench, the deepest crevice on Earth’s surface, reveals the great Pacific tectonic plate descending deep into the planet where it recycles back into mantle rock. This recycling of old tectonic plate, called subduction, drives plate tectonics and is nothing new to scientists, but exactly when the process got started is a hot debate. A new study may put that to rest by unmasking a sequence of 4.4-billion-year-old lavas as the remnants of the first subduction zone on Earth. If correct, the discovery marks the dawn of plate tectonics and thus several geological processes critical to Earth’s environment and perhaps even its life.
In 2008, scientists studying ancient lavas in northern Quebec, known to geologists as the Nuvvuagittuq greenstone belt, saw that they had the same geochemical signature as lavas from modern subduction zones like the Mariana. This meant that they must have mixed with briny fluids squeezed up through subduction zones and only there. The geochemistry of those rocks could be used as a sort of fingerprint to help identify subduction zone lavas.
Geologists Tracy Rushmer and Simon Turner of Macquarie University in Sydney, Australia, decided to take a closer look. They and their colleagues noticed a distinct chemical pattern to the layers in the lava, creating a unique sequence of rocks. The team thought this sequence could be similar to lava sequences made by modern subduction zones like the Mariana Trench. Mark Reagan, a geologist at the University of Iowa who has taken submersibles into the trench five times as deep as 6500 meters, confirmed Rushmer and Turner’s suspicions. “The whole sequence,” Rushmer says, “linked in with what Mark was seeing in the Mariana Trench.” The team says each rock layer in the sequences at the Mariana lavas and the Nuvvuagittuq lavas describes a step in the birth of a subduction zone.
The key is in how rocks and their chemistry change with each successive layer. As the oceanic slab descends, lavas begin rising up and erupt on the surface in layers atop one another, creating a rising sequence of igneous rocks. With increasing depth, heat and pressure begin squeezing different elements out of the slab in fluids. Over time, these fluids change the chemical composition of the lavas so that they become rich in rare earth elements like ytterbium, but poor in the element niobium. The first layer in the sequence erupts before the fluids can escape the slab, but the next layer in the sequence gets just enough fluid to make a partial signature. The final layer carries huge amounts of rare earth elements and very little niobium, together making the clarion mark of subduction zone lava.
The team realized not only do both rocks carry the same geochemical signature, but in comparing the Mariana and the Nuvvuagittuq, they also discovered the rocks and the geochemistry of both sequences change in the exact same way, they report in the current issue of Geology. This finding bolstered the theory that the Nuvvuagittuq sequence is an ancient subduction zone. “Seeing the evolving chemical signature,” Turner says, “was much more robust than just saying there is or isn’t niobium.”
Geochemist Julian Pearce of Cardiff University in the United Kingdom still isn’t completely convinced, though. He says the Nuvvuagittuq greenstone belt might just be too old and warped to have a reliable signal from 4.4 billion years ago. “The evidence would be compelling if the rocks were young, undeformed, and fresh,” Pearce says. As they are now, the Nuvvuagittuq rocks have been modified by intense heat and pressure “which can mask and modify geochemical signals” through contamination from nearby rocks. Furthermore, while Pearce believes a subduction zone is one place these geochemical signatures can be made, “it is not the only location.”
While those are legitimate concerns, geoscientist Norman Sleep of Stanford University in Palo Alto, California, isn’t too bothered. “It’s not fully sorted out yet,” Sleep says, but the Nuvvuagittuq rocks “really seem like modern arclike lavas” found at the Mariana. When it comes to the geochemical signature of subduction, Turner and the members of the team say that heat and pressure don’t alter the geochemical fingerprint much, and Sleep says this is reasonable. Despite all of the difficulties of studying such timeworn rocks, he says “the work done in this paper is very valuable.”
For one, everyone agrees subduction zones could sculpt ideal sanctuaries for the origin of life. Fluids released from subducting crust also transform mantle rocks into a mineral called serpentine. Those fluids go on to form hot springs on the ocean floor. “The serpentine provides an energy source,” Sleep says, which is one of three requirements for early life. The molecule RNA can satisfy the other two requirements by acting as both a catalyst helping other molecules form and a way to self-replicate. But RNA will fall apart without something to stabilize it. As luck would have it, these serpentine vents are bursting with boron, which acts as a stabilizing agent for RNA. This makes what could be the most ancient subduction zone on Earth, Pearce says, “a likely setting for life to start.”
Translation - Polish Podróż do Rowu Mariańskiego, najgłębszej szczeliny na powierzchni Ziemi, ukazuje wielką Pacyficzną płytę tektoniczną opadającą wgłąb planety, aby z powrotem zamienić się w skały płaszcza. Powrót starej płyty tektonicznej do obiegu, zwany subdukcją, jest siłą napędową tektoniki płyt i nie jest niczym nowym dla naukowców ale kwestia kiedy dokładnie ten proces się rozpoczął jest obiektem gorącej debaty. Nowe badania mogą ją zakończyć, jako że ukazują sekwencję starych, liczących 4,4 miliarda lat, law jako pozostałość po pierwszej strefie subdukcji na Ziemi. Jeżeli to odkrycie okaże się słuszne, to wskaże ono narodziny tektoniki płyt a w ten sposób także kilka procesów geologicznych krytycznych dla środowiska Ziemi a może nawet i jej życia.
W roku 2008, naukowcy badający stare lawy w północnym Quebeku, znane geologom jako pas zieleńcowy Nuwuagittuq, zauważyli że posiadają one ten sam wzór geochemiczny co lawy ze współczesnych stref subdukcji, takich jak Mariany. To oznaczało, że musiały one zostać wymieszane ze słonymi płynami wyciśniętymi poprzez strefy subdukcji i to jedynie tam. Geochemia tych skał mogłaby posłużyć jako swoisty odcisk palca do pomocy w identyfikacji law stref subdukcji.
Geolodzy Tracy Rushmer i Simon Turner z Uniwersytetu Macquarie w Australijskim Sydney, postanowili przyjrzeć się bliżej temu tematowi. Wspólnie z kolegami zauważyli wyraźny model chemiczny warstw w lawie, która utworzyła unikalną sekwencję skał. Zespół naukowców pomyślał, że ta sekwencja może być podobna do sekwencji lawy utworzonej przez współczesne strefy subdukcji, jak Rów Mariański. Mark Reagan, geolog z Uniwersytetu Iowa, który używał 5 razy aparatów podwodnych zanurzanych do głębokości 6500 metrów, potwierdził podejrzenia Rushmer i Turnera. ‘Cała sekwencja’, mówi Rushmer, ‘jest powiązana z tym, co Mark obserwował w Rowie Mariańskim’. Zespół twierdzi, że każda warstwa skał w sekwencji law Mariańskich i law Nuwuagittuq odzwierciedla krok w narodzinach strefy subdukcji.
Sprawą kluczową pozostaje, w jaki sposób skały i ich chemia zmieniają się z każdą następującą po sobie warstwą. Kiedy płyta oceaniczna opada, lawy zaczynają się podnosić i wypływać na powierzchnię warstwami jedna na drugą, tworząc rosnącą sekwencję skał magmowych. Wraz z głębokością ciepło i ciśnienie powodują wyciskanie z płyty różnych składników w postaci płynów. Z biegiem czasu płyny te zmieniają skład chemiczny law, wzbogacając je w rzadkie pierwiastki chemiczne, takie jak iterb, jednocześnie zubożając w nich zawartość niobu. Pierwsza warstwa sekwencji wypływa zanim płyny zdążą uciec z płyty, ale następna warstwa zawiera wystarczającą ilość płynów aby, utworzyć częściowy wzór. Ostatnia warstwa niesie ogromne ilości rzadkich pierwiastków i bardzo mało niobu, co razem czyni bardzo wyraźny znak lawy strefy subdukcji.
Zespół naukowców zdał sobie sprawę z tego, że obie skały niosą ten sam wzór geochemiczny ale, porównując skały Mariańskie z Nuwuagittuq, odkryli również, że skały i geochemia obydwu sekwencji zmienia się dokładnie w taki sam sposób, jak relacjonują w bieżącym wydaniu ‘Geology’. To odkrycie podparło teorię, że sekwencja Nuwuagittuq jest starą strefą subdukcji. ‘Zaobserwowanie ewoluującego modelu chemicznego’, mówi Turner, ‘miało dużo większe znaczenie niż po prostu określenie, że niob występuje lub nie’
Jednak geochemik Julian Pearce z Uniwersytetu Cardiff w Wielkiej Brytanii nadal nie jest zupełnie przekonany. Twierdzi, że pas zieleńcowy Nuwuagittuq może być zbyt stary i wypaczony, aby posiadać wiarygodny znak sprzed 4,4 miliarda lat. ‘Dowody byłyby niezaprzeczalne, gdyby skały były młode, nie zdeformowane i świeże’, mówi Pearce. W obecnym stanie skały Nuwuagittuq zostały zmodyfikowane na wskutek intensywnego ciepła i ciśnienia, ‘co może zamaskować i zmienić znaki geochemiczne’ poprzez zanieczyszczenia pochodzące od sąsiednich skał. Ponadto, Pearce uważa, że strefa subdukcji jest jednym z miejsc, gdzie te wzory geochemiczne mogą powstawać, ‘nie jest to jedyna lokalizacja’.
Choć obawy te są słuszne, naukowiec Norman Sleep z Uniwersytetu Stanford w Kalifornijskim Palo Alto, zbytnio się nimi nie przejmuje. ‘To jeszcze nie jest w pełni uporządkowane’, mówi Sleep, ale skały Nuwuagittuq ‘naprawdę wydają się podobne do law współczesnych łuków wysp’ odkrytych na Marianach. Jeżeli chodzi o wzór geochemiczny subdukcji, Turner i członkowie zespołu twierdzą, że temperatura i ciśnienie nie zmieniają śladu geochemicznego w znaczący sposób, a Sleep uważa, że jest to rozsądne. Pomimo wszystkich trudności w badaniu tak zniszczonych czasem skał, powiada on ‘praca wykonana w tych badaniach jest bardzo cenna’.
Przynajmniej, wszyscy zgadzają się, że strefy subdukcji mogłyby stworzyć idealne sanktuaria dla początków życia. Płyny uwalniane z podsuwającej się skorupy także przemieniają skały płaszcza w minerał zwany serpentynem. Te płyny wciąż tworzą gorące strumienie na dnie oceanu. ‘Serpentyn dostarcza źródła energii’, mówi Sleep, które jest jednym z trzech wymaganych czynników do powstania wczesnego życia. Molekuła RNA może spełnić wymagania dwóch pozostałych czynników poprzez działanie zarówno jako katalizator pomagający w tworzeniu innych molekuł oraz jako sposób na samoreprodukcję. Jednak, RNA rozpada się bez czegoś, co ją stabilizuje. Na szczęście, te serpentynowe kanały wentylacyjne buchają borem, który działa na RNA jako czynnik stabilizujący. Wszystko to wskazuje na to, że mogłaby to być najstarsza strefa subdukcji na Ziemi, jak mówi Parce, ‘prawdopodobna scena do rozpoczęcia życia’.
Polish to English: Tektonika Polskich Karpat Fliszowych General field: Science Detailed field: Geology
Source text - Polish
GEOLOGIA • 2007 • Tom 33 • Zeszyt 4/1 • 29—38
TEKTONIKA POLSKICH KARPAT FLISZOWYCH POMIĘDZY BIELSKIEM-BIAŁĄ A NOWYM TARGIEM
Tectonics of the Polish Flysch Carpathians between Bielsko-Biała and Nowy Targ
Jan GOLONKA
Akademia Górniczo-Hutnicza,
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska;
Al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków;
e-mail: [email protected]
Treść: Przedmiotem pracy są Karpaty zewnętrzne pomiędzy Bielskiem-Białą a Nowym Targiem. Zbudowane są one z silnie, płaszczowinowo sfałdowanych osadów fliszowych wieku jury górnej — neogenu. Wśród płaszczowin Karpat zewnętrznych wyróżnia się (idąc od południa): jednostkę (płaszczowinę) mazurską, grupę płaszczowin przedmagurskich, płaszczowiny śląską, podśląską i skolską (grupa średnia). Jednostka magurską od południa, wzdłuż linii Stare Bystre — Szaflary, graniczy z pienińskim pasem skałkowym. Jest nasunięta na jednostki grupy średniej — wielkość nasunięcia wynosi co najmniej 20 km. Strefa przedmagurska ciągnie się wąskim pasem z rejonu Milówki w kierunku na południowe zbocze Beskidu Małego, gdzie zanika. Płaszczowina śląska podzielona jest wzdłuż uskoku Skawy na dwa odcinki. Zachodni charakteryzuje się potężnym rozwojem kredowych piaskowców godulskich, we wschodnim odsłaniają się na znaczniejszym obszarze warstwy krośnieńskie. Płaszczowina podśląska występuje w postaci porozrywanych strzępów i płatów pojawiających się u brzegu płaszczowiny śląskiej, jak również w oknach tektonicznych w obrębie jednostki śląskiej. Jednostka skolska występuje na północ od Wadowic i Andrychowa, gdzie tworzy element łuskowo nasunięty na miocen zapadliska przedkarpackiego.
Słowa kluczowe: Karpaty zewnętrzne, flisz, tektonika, płaszczowina magurska, grupa płaszczowin przedmagurskich, płaszczowina śląska, płaszczowina podśląska, płaszczowina skolska
Abstract: The Polish Outer Carpathians between Bielsko-Biała and Nowy Targ are built up from the thrust, imbricated Upper Jurassic — Neogene flysch deposits. The following Outer Carpathian nappes have been distinguished: Magura Nappe, Fore-Magura group of nappes, Silesian, Subsilesian and Skole Nappes. The Magura Nappe borders along Stare Bystre — Szaflary line with the Pieniny Klippen Belt. It is thrust over the Fore-Magura and Silesian nappes at least 20 km. The Skawa line system of faults displaces the Magura Nappe margin 2 km northward. The Fore-Magura narrow zone runs from Milów- ka to the southern slope of Beskid Maly, where disappears from the surface. The Silesian Nappe is divided into two segments along the Skawa fault. The western one is characterized by the development of Cretaceous Godula Sandstones, eastern by the occurrence of Krosno Beds. The Sub-Silesian Nappe occurs as broken pieces along the northern margin of the Silesian Nappe, as well as in the tectonic windows within the Silesian Nappe. The Skole Unit is thrust over the Miocene deposits of Carpathian Foredeep in the area noth of Wadowice and Andrychów.
Na obszarze badań (Fig. 1) znajduje się górotwór Karpat, należący do Alpidów Europy oraz zapadlisko przedkarpackie stanowiące rów przedgórski Karpat. Karpaty dzielą się na wewnętrzne i zewnętrzne. Na pograniczu Karpat wewnętrznych i zewnętrznych znajduje się pieniński pas skałkowy, zbudowany z wapienno-krzemionkowych skal jurajsko-dolnokredowych oraz z fliszowych skal górnokredowych, w mniejszym stopniu paleogeńskich. Karpaty zewnętrzne zbudowane są z silnie, płaszczowinowo sfałdowanych osadów fliszowych wieku jury górnej
— neogenu. Górotwór Karpat jest nasunięty na zapadlisko przedkarpackie wypełnione molasowymi osadami neogeńskimi spoczywającymi na starszym mezozoiczno-paleozoicznym, miejscami prekambryjskim podłożu (Ślączka 1976, Golonka et al. 2005, Oszczypko et al.
2006, Ślączka et al. 2006). Stosunek Karpat zewnętrznych do podłoża i litostratygrafia utworów fliszowych są przedmiotem osobnych prac (Golonka & Wa1kowska-Oliwa 2007, Pietsch et al. 2007 — ten numer). Molasa neogeńska jest silnie zaburzona tektonicznie w swej strefie wewnętrznej przez nasuwające się Karpaty, w strefie zewnętrznej natomiast jest sfałdowana bardzo słabo.
Fig. 1. Mapa tektoniczna polskich Karpat zewnętrznych na zachód od Dunajca z lokalizacją przekroju na figurze 2 (według Cieszkowski et al. 2006, zmienione)
Fig. 1. Map of the Polish Outer Carpathians west od Dunajec with the location of the cross-section on the Fig. 2 (after Cieszkowski et al. 2006, modified)
Fig. 2. Przekrój przez Karpaty zewnętrzne i ich przedpole (według Oszczypko 1998, Golonka et al. 2006, zmienione). 1 — podłoże Karpat Wew- nętrznych, 2 — proterozoik — dolny paleozoik teranu Bruno-Vistulicum, 3 — mezozoik Karpat Wewnętrznych, 4 — dolny paleozoik, 5 — górny paleozoik, 6 — jura, 7 — dolna kreda i paleogen jednostki śląskiej, 8 — cenoman i senon, 9 — górna kreda i paleocen jednostki podśląskiej, 10 — senon i paleocen,
11 — eocen, 12 — dolny miocen, 13 — górny miocen, 14 — neogen, 15 — otwory wiertnicze, 16 — uskoki
Fig. 2. Cross-section through the Outer Carpathians and their foreland (after Oszczypko 1998, Golonka et al. 2006, modified). 1 — Consolidated basement of the Inner Carpathians, 2 — Proterozoic — Lower Paleozoic of the Bruno-Vistulicum terran, 3 — Inner Carpathians Mesozoic, 4 — Lower Paleozoic, 5 — Upper Paleozoic, 6 — Jurassic, 7 — Lower Cretaceous — Paleogene of the Silesian Unit, 8 — Cenomanian — Senonian, 9 — Upper Cretaceous — Paleocene of the sub-Silesian Unit, 10 — Senonian — Paleocene, 11 — Eocene, 12 — Lower Miocene, 13 — Upper Miocene, 14 — Neogene,
15 — boreholes, 16 — faults
KARPATY ZEWNĘTRZNE
Osady fliszowe Karpat zewnętrznych reprezentujące przedział czasowy jura — wczesny miocen (Golonka & Wa1kowska-Oliwa 2007 — ten numer) ułożone są płaszczowinowo w szereg indywidualnych jednostek tektonicznych ponasuwanych na siebie w kierunku północnym. Płaszczowiny Karpat zewnętrznych (Fig. 2) są nasunięte co najmniej 70 km na południową część platformy europejskiej pokrytą osadami miocenu zapadliska przedkarpackiego (Ślączka 1975, 1976a, b, Oszczypko et al. 2006, Ślączka et al. 2006). Podczas ruchu nasuwczego płaszczowiny Karpat zewnętrznych zostały odkłute od podłoża i tylko ich basenowe części zostały zachowane. Płaszczyzna nasunięcia Karpat zapada łagodnie ku południowi znajdując się w otworze Zawoja 1 na głębokości 3225 metrów poniżej poziomu morza, a bardziej na południe, w rejonie planowanego głębokiego wiercenia na Orawie (Golonka et al. 2005) dochodząc prawdopodobnie do głębokości 6 km (Cieszkowski et al. 2006). Poniżej nasunięcia znajdują się utwory podłoża zbudowane z silnie sfałdowanych prekambryjskich skal metamorficznych należących do teranu Bruno-Vistulicum, z paleozoiczno-mezozoiczną pokrywą platformową, oraz autochtonicznymi, lub częściowo sfałdowanymi utworami miocenu (Ślączka
1975, 1976, Moryc 2005, Cieszkowski et al. 2006). Utwory podlona są przecięte szeregiem dyslokacji (np. Ryłko & Tomaś 2001, Moryc 2005, Cieszkowski et al. 2006), niektóre z nich przecinają allochtoniczne utwory fliszowe Karpat zewnętrznych.
Wśród płaszczowin Karpat zewnętrznych wyróżnia się (idąc od południa): jednostkę (płaszczowinę) magurską, grupę płaszczowin przedmagurskich, płaszczowiny Śląską, podśląską i skolską. Grupa borysławsko-pokucka występuje w zasadzie we wschodniej części Karpat, poza omawianym obszarem.
PŁASZCZOWINA MAGURSKA
Płaszczowina magurska, obejmująca zewnętrzną część basenu magurskiego, od południa, wzdłuż linii Stare Bystre— Szaflary, graniczy z pienińskim pasem skałkowym. Pieniński pas skałkowy jest strukturą geologiczną położoną miedzy Karpatami wewnętrznymi a zewnętrznymi. Wewnętrzna część basenu magurskiego wchodzi w skład pasa skałkowego tworząc łuskę w rejonie Rogoźnik — Zaskale. W rejonie Starego Bystrego na jednostki wewnętrzne pasa skałkowego nasuwają się warstwy jarmuckie. Prawdopodobnie wergencja ta wskazuje na istnienie struktury kwiatowej związanej z uskokiem przesuwczym oddzielającym bloki litosfery Karpat wewnętrznych i platformy europejskiej. Linia kontaktu nie jest zbyt wyraźna, fliszowe utwory obu basenów są ze sobą sfałdowane tworząc jednostkę tektoniczną niższego rzędu (hulińską) — sytuacje komplikuje zakrycie rejonu kontaktu przez osady neogeńskie (Golonka 1981).
Granica północna płaszczowiny magurskiej biegnie lukiem wzdłuż linii Milówka —
Żywiec — Dąbrówka do Suchej i Myślenic. Nasunięta jest ona na jednostki grupy średniej. Wielkość nasunięcia wynosi, co najmniej 20 km.
W zachodniej części obszaru w obrębie płaszczowiny magurskiej można wyróżnić kilka jednostek tektonicznych niższego rzędu. Najbardziej zewnętrzną jest jednostka Siar, na nią nasunięta jest jednostka raczańska, na którą z kolei nasuwa się jednostka bystrzycka. Linia nasunięcia jednostki raczańskiej na jednostkę Siar biegnie od Rajczy przez Milówkę, Juszczyn do Krzyżowej i Przyborowa.
Jednostka bystrzycka wchodzi na obszar Polski w rejonie na południe od Ujsołów oraz w rejonie Korbielowa. Nasunięcia jednostek niższego rzędu nie przekraczają kilku kilome- trów. Jednostki te zbudowane są z silnie złuskowanych siodeł i łęków o kierunku SW-NE. W jednostce Siar wyróżnia się kilka wąskich łusek i siodeł, w jednostce raczańskiej strefy synklinalne zbudowane z eoceńskich piaskowców magurskich są szersze niż strefy antyklinalne. Największym elementem antyklinalnym jest silnie wydźwignięte siodło Rajczy — Zimnej Roztoki z utworami kredowymi w jądrze. W synklinie Sopotni występują struktury poprzeczne o kierunku SE-NW, powstałe na skutek skręcenia płyty piaskowców magurskich. Jednostka bystrzycka jest reprezentowana na tym obszarze głównie przez łuskę brzeżną, obwodowa część jednostki znajduje się na terenie Słowacji. W rejonie Sopotni Małej w strefie nasunięcia jednostki raczańskiej występuje łuska zawierająca utwory płaszczowiny śląskiej. Łuska ta, będąca pierwotnie oknem tektonicznym, została odkłuta od podłoża i nasunięta ku północy.
Na wschód od Jeleśni —Przyborowa budowa płaszczowiny magurskiej jest bardziej regularna. Siodła tu występujące dają się śledzić na dużej przestrzeni. Nie obserwuje się tu większych nasunięć wyznaczających granice wspomnianych wyżej jednostek tektonicznych niższego rzędu. Jednostki te można obserwować, zaznaczają się one jednak głównie jako strefy facjalne. Na przekroju Babiej Góry zaznacza swe istnienie 20 siodeł i łęków o kierunku W-E. Najsilniej wypiętrzone jest siodło Grzechyni, będące odpowiednikiem siodła Rajczy — Zimnej Roztoki. Struktury geologiczne grupują się w: antyklinorialną grupę brzeżną (odpowiednik jednostki Siar), strefę synklinalną Zawoja —Jordanów (jednostka raczańska), antyklinorialną strefę Orawy (jednostka bystrzycka), najbardziej południową strefę synklinorialną (jednostka krynicka). Podobną sytuacje tektoniczną można obserwować dalej na wschód, z tym że wzdłuż linii Skawy osie struktur są poprzesuwane o kilka kilometrów.
Dużą rolę w budowie płaszczowiny magurskiej odgrywają dyslokacje poprzeczne. Największe z nich występują w rejonie Ujsołów, w rejonie Korbielowa — Jeleśni, na linii Skawy i Raby. Potężny uskok Koszarawy—Głuchej, dający się śledzić również na terenie Słowacji po rejon Namestova, przesuwa struktury pienińskiego pasa skałkowego, wyznacza granicę wschodnią nasuniętych jednostek w obrębie płaszczowiny magurskiej i linie, wzdłuż której następuje zmiana kierunku struktur z SW-NE na W-E. Największe uskoki przedłużają się na teren płaszczowiny śląskiej, a także niektóre mogą przedłużać się na teren Karpat wewnętrznych w Czechach (np. uskok Zazriva — Ujsoły— Beskid śląski). Dyslokacje poprzeczne w dolinie Skawy (uskok Skawy będący w istocie system uskoków w rejonie Mucharza, Skawiec, Kleczy Dolnej —Łękawicy —Dąbrówki i Stryszówki (uskok Stryszówki)) przesuwają brzeg płaszczowiny magurskiej prawie o 2 km ku północy (Cieszkowski et al. 2006). Utwory płaszczowiny magurskiej są na wschód od tych dyslokacji i ich przedłużeń bardziej płasko ułożone i równocześnie obniżone. Według Golonki et al. (2004) uskoki przesuwacze o kierunkach N-S oraz NW-SE w Karpatach zewnętrznych powodowały niejednokrotnie rotacje bloków wzdłuż płaszczyzn uskokowych, a także diapirowe wyciskanie mniej kompetentnych kompleksów fliszowych o znacznej zawartości łupków.
GRUPA PŁASZCZOWIN PRZEDMAGURSKICH
Strefa przedmagurska (Książkiewicz 1977, Golonka 1981, Golonka et al. 2005, Ślączka et al.
2006) ciągnie się wąskim pasem z rejonu Milówki przez Węgierską Górkę, Żywiec w kierunku na południowe zbocze Beskidu Małego w okolicy Gilowic, gdzie zanika. Jest to strefa
zbudowana z płaszczowin mających w swym składzie elementy magurskie i śląskie. Płasz- czowina przedmagurska północna zawiera w swym składzie elementy litologii magurskie jak i śląskie — w kredzie występują warstwy z Jaworzynki (warstwy biotytowe — ogniwo w obrębie warstw ropianieckich) w eocenie seria menilitowo-krośnieńska. Płaszczowina przedmagurska południowa ma skład zbliżony do serii magurskiej. W budowie jednostki przedmagurskiej dominują silnie złuskowane fałdy o nachyleniu ku północy, sprasowane pomiędzy jednostką magurską a piaskowcowymi seriami jednostki śląskiej Beskidu Śląskiego i Małego; (Paul et al. 1996) łączą płaszczowinę przedmagurską południową z występującą na wschodzie w oknach tektonicznych jednostką grybowską, zaś płaszczowinę przedmagurską z dukielską. Połączenia tektoniczne tych jednostek są jednak niejasne i spekulacyjne. Przy obecnym stanie wiedzy lepiej pozostawić tradycyjne lokalne nazwy i posługiwać się szerokim pojęciem grupy płaszczowin przedmagurskich. Do tej grupy zaliczyć należy również utwory znane z wierceń (eg. Obidowa IG 1, Cieszkowski et al. 1981a, b, Cieszkowski 1985, 2001) wydzielone częściowo.
PŁASZCZOWINA ŚLĄSKA
Zachodni odcinek płaszczowiny śląskiej charakteryzuje się potężnym rozwojem ogniwa piaskowców godulskich. W rejonie tym nastąpiło dysharmonijne zróżnicowanie się płaszczowiny
śląskiej na dwa zespoły — drugorzędne jednostki cieszyńską i godulską, przy czym granica miedzy nimi nie jest na tym obszarze zbyt silnie zaznaczona.
Jednostka cieszyńska zbudowana głównie z jurajsko-neokomskich warstw cieszyńskich, charakteryzujących się dużym udziałem łupków, tworzy kilka drobnych siodeł widocznych miedzy Bielskiem a Porąbką. Jednostka godulska zbudowana jest z ogniw o przewadze piaskowców. Dzieli się na dwa bloki rozdzielone uskokiem — blok Beskidu Śląskiego i Beskidu Małego. Są to monoklinalnie zapadające ku południowi bryły o podniesionym północnym brzegu, ze słabo zaznaczonymi w kredzie podłużnymi sfałdowaniami.
Płaszczowina śląska jest tektonicznie porozrywana. Na południe od Beskidu Śląskiego graniczy z jednostką przedmagurską — na południe od Beskidu Małego z płaszczowiną ma- gurską. W rejonie Żywca znajduje się okno tektoniczne, w którym spod jednostki gadulskiej ukazuje się jednostka cieszyńska, a spod niej jednostka podśląska. Liczne okna tektoniczne z jednostką podśląską znajdują się w rejonie Lanckorony — Myślenic, jednostka podśląska kontaktuje się tu często wprost z jednostką magurską. Podobny obraz zaznacza się w budowie wgłębnej — niejednokrotnie brak jest jednostki śląskiej, a jednostka magurska leży wprost na podśląskiej. U brzegu płaszczowiny śląskiej, w rejonie Andrychowa, występuje kilka bloków złożonych ze skal krystalicznych: wapieni jurajskich, senońskich i paleogeńskich. Utwory nazywane skałkami andrychowskimi (Książkiewicz 1951) uważane były za porwaki tektoniczne oderwane od podłoża przez płaszczowinę śląską (Książkiewicz 1972, 1977, Golonka
1981), współcześnie uważa się je za olistolity w obrębie fliszu jednostki śląskiej (Ślączka & Kamiński 1998, Golonka et al. 2005).
Wspomniana poprzednio poprzeczna transkarpacka dyslokacja na linii Skawy dzieli płaszczowinę śląską na dwa odcinki. Po obu stronach systemu dyslokacji wzdłuż rzeki Skawy widać nie tylko zmianę stylu tektonicznego, ale także zmianę kierunków głównych karpackich struktur fałdowych (Cieszkowski et al. 2006). Orientacja ta zmienia się z W-E na wschód od Skawy na orientacje WSW-ENE na zachód od tej rzeki. Wzdłuż systemu dyslokacyjnego Skawy następuje w jego wschodnim skrzydle przemieszczenie mas płaszczowiny śląskiej ku północy. Skutkiem tego przemieszczenia brzeg płaszczowiny śląskiej na zachód od Skawy jest cofnięty ku południowi o około 10 km względem jego pozycji na wschód od tej rzeki (por. Książkiewicz 1972, 1974a, b, 1977, Cieszkowski et al. 2006).
Na wschód od Skawy wyodrębniają się dwie jednostki tektoniczne: górna — kra Pogórza Lanckorońskiego i dolna (Książkiewicz 1972, 1974a, b, 1977, Golonka 1981). Jednostka górna zwężając się wychodzi na powierzchnię koło Myślenic i nigdzie dalej na wschodzie nie znajdujemy jej odpowiednika. Dolna natomiast ciągnie się dalej na wschód i stanowi główny pień płaszczowiny. Nasunięcie biegnie wzdłuż linii Wadowice — Kalwaria — Myślenice. Obie jednostki mają budowę synklinalną. W jądrach synklin jednostki dolnej występują warstwy istebniańskie. Strefa Pogórza Lanckorońskiego jest reprezentowana w głównej mierze przez powierzchniowe wystąpienia warstw krośnieńskich. Warstwy te są sfałdowane, przy czym nachylenia warstw w skrzydłach fałdów wahają się najczęściej w przedziale 15÷35°, a także odkłute i nasunięte na starsze jednostki litostratygraficzne płaszczowiny śląskiej (Cieszkowski et al. 2006). W strefie Pogórza Lanckorońskiego wyróżniają się dwa znaczniejsze uskoki o orientacji N-S. Brzeg nasunięcia utworów krośnieńskich, wzdłuż uskoku Kleczy Dolnej — Łękawicy — Dąbrówki, jest w jego skrzydle wschodnim przesunięty ku N o 8—9 km.
PŁASZCZOWINA PODŚlĄSKA
Jednostka podśląska stanowi najniższą jednostkę strukturalną Karpat fliszowych na większej części omawianego obszaru, leży ona bezpośrednio na skalach mioceńskich przedgórza Kar- pat. Występuje w postaci porozrywanych strzępów i płatów, pojawiających się u brzegu płaszczowiny śląskiej na północ od Bielska, w rejonie Kętów — Wadowic, jak również w rejonie Skawiny (Golonka 1981, Żytko et al. 1989). Płaszczowina podśląska składa się tu z kilku nasuniętych na siebie ku północy, złuskowanych fałdów.
Południowy pas wystąpień płaszczowiny podśląskiej ciągnie się w południowej części płaszczowiny śląskiej, przebiegając lokalnie tuż przed czołem nasunięcia jednostki magur- skiej. Ukazuje się ona w tektonicznym oknie żywieckim, jak również w licznych oknach tektonicznych strefy lanckorońsko-żegocińskiej miedzy Lanckoroną a Myślenicami (Golonka 1981). Jednostka podśląska jest bardzo silnie tektonicznie zgnieciona i zaburzona, czego przyczyną jest znaczny udział w jej budowie utworów marglistych i łupkowych.
PŁASZCZOWINA SKOLSKA
Płaszczowina skolska (w ujęciu: Żytko et al. 1989, Paul et al. 1996a, b, Ryłko & Tomaś 1996) występuje na północ od Wadowic i Andrychowa, gdzie tworzy element tektoniczny nasunięty łuskowo na miocen zapadliska przedkarpackiego, zawierający utwory basenowej i skłonowej części basenu skolskiego, jak również podśląskiego obszaru sedymentacyjnego (zob. Golonka & Wa1kowska-Oliwa 2007). Z tego powodu jednostka skolska jest trudna do odróżnienia od jednostki podśląskiej. Książkiewicz (1932, 1951) opisał te utwory jako tzw. flisz zewnętrzny i zakwalifikował do jednostki podśląskiej (Książkewicz 1972, 1977, podobnie Golonka et al. 1979 i Golonka 1981).
Praca została wykonana w czasie realizacji projektu badawczego nr 4 T12 B 025 28
Ministerstwa Nauki i Informatyzacji pt. ,,Nowe aspekty interpretacji wyników pomiarów geofizycznych dla weryfikacji możliwości poszukiwania węglowodorów w Karpatach Za- chodnich“.
Autor serdecznie dziękuje prof. dr hab. Andrzejowi Ślączce za cenne uwagi recenzenckie i dr inż. Michałowi Krobickiemu za opracowanie edytorskie.
LITERATURA
Cieszkowski M., 1985. Stop 21: Obidowa. In: Birkenmajer K. (ed.), Main geotraverke of the Polikh Carpathiank (Cracow — Zakopane), Guide to excurkion 2, Carpatho-Balkan Geological Akkociation, 13 Congrekk, Cracow, Poland. Geological Institute, Warsza- wa, 54—58.
Cieszkowski M., 2001. Fore-Magura Zone of the Outer Carpathians in Poland. Biuletyn Pan- ktwowego Inktytutu Geologicznego, 396, 32—33.
Cieszkowski M., Durkoviè T., Jawor E., Korab T. & Sikora W., 1981a. A new tectonic unit in the Polish and Slovak Flysch Carpathians. Abktractk, Carpatho-Balkan Geological Ak- kociation, 12 Congrekk, Bucharekt, 1981. Bucharest, 118—120.
Cieszkowski M., Durkoviè T., Jawor E., Korab T. & Sikora W., 1981b. Geological interpreta- tion of the Obidowa — Slopnice tectonic unit in the Polish and Slovak Flysch Carpa- thians. Abktractk, Carpatho-Balkan Geological Akkociation, 12 Congrekk, Bucharekt,
1981. Bucharest, 272—274.
Cieszkowski M., Golonka J., Wa1kowska-Oliwa A. & Chrustek M., 2006. Budowa geolo- giczna rejonu Sucha Beskidzka — 1winna Poreba (polskie Karpaty fliszowe). Kwartal- nik AGH Geologia, 32, 2, 155—201.
Golonka J., 1981. Arkusz Bielsko-Biala, Obja1nienia do mapy geologicznej Polski. Geologi- cal Map of Poland, Explanations; Bielsko-Biala Sheet. Geological Institute — Publi- shing House, Warsaw, 1—63.
Golonka J. & Wa1kowska-Oliwa A., 2007. Stratygrafia polskich Karpat fliszowych pomiedzy
Bielskiem-Bial4 a Nowym Targiem. Kwartalnik AGH Geologia, 33, 4/1, 5—28. Golonka J., Boryslawski A., Paul Z. & Rylko W., 1981. Mapa Geologiczna Polski, Arkusz
Bielsko-Biala. Instytut Geologiczny, Warszawa.
Golonka J., Cieszkowski M., Chodyñ R. & Chrustek M., 2004. Faults, Block Rotations and the Origin of the Orava Basin in the Western Part of the Polish Outer Carpathians. W: Svojtka M. (ed.), Proceedings of the 9th Meeting of the Czech Tectonic Studies Group,
2nd Meeting of the Central European Tectonic Group, Lucenec, Slovakia, June 22-25,
2004, Geolinek, 17, 34—35.
Golonka J. et al., 2005a. Orava Deep Drilling Project and the Post Paleogene tectonics of the
Carpathians. Annalek Societatik Geologorum Poloniae, 75, 211—248.
Golonka J., Gahagan L., Krobicki M., Marko F., Oszczypko N. & Slaczka A., 2006. Plate Tectonic Evolution and Paleogeography of the Circum-Carpathian Region. In: Golon- ka J. & Picha F. (eds.) The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources. American Akkociation of Petroleum Geologiktk, Memoir 84, 11—46.
Ksi4nkiewicz M., 1972. Budowa geologiczna Polkki, tom IV (Tektonika), cz. 3 (Karpaty).
Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Ksi4nkiewicz M., 1974a. Szczególowa Mapa Geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Sucha
Beskidzka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Ksi4nkiewicz M., 1974b. Obja1nienia do Szczególowej Mapy Geologicznej Polski w skali
1:50 000, ark. Sucha Beskidzka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Ksi4nkiewicz M., 1977. Tectonics of the Carpathians. In: Ponaryski, W. (ed.), Geology of
Poland. Vol. IV. Tectonick. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 4, 476—604. Oszczypko N., Krzywiec P., Popadyuk I. & Peryt T., 2006. Carpatian Foredeep Basin (Poland
and Ukraine): Its sedimentary, structural, and geodynamic evolution. In: Golonka J. &
Picha F. (eds.) The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources.
American Akkociation of Petroleum Geologiktk, Memoir 84, 261—318.
Moryc W., 2005. Rozwój utworów miocenu w Karpatach Zachodnich na obszarze Bielsko — Kraków. Kwartalnik AGH Geologia, 31, 1, 5—73.
Paul Z., Rylko W. & Toma1 A., 1996a. Zarys budowy geologicznej zachodniej cze1ci Karpat polskich (bez utworów czwartorzedowych). Przeglqd Geologiczny, 44, 5.
Paul Z., Rylko W. & Toma1 A., 1996b. Geological structure of the western part of the Polish
Carpathians. Geological Quarterly, 40, 501—521.
Pietsch K., Golonka J. & Marzec, P., 2007. Stosunek podlona do fliszu Karpat Zewnetrznych pomiedzy Wadowicami a Babi4 Gór4 w 1wietle refleksyjnych badañ sejsmicznych. Kwartalnik AGH Geologia, 33, 4/1, 197—210.
Rylko W. & Toma1 A., 2001. The Neogene remodelling of the Polish Carpatian basement and the result findings. Biuletyn Panktwowego Inktytutu Geologicznego, 395, 1—60 (In Polish with English summary).
1l4czka A., 1975. Wyniki geologiczne otworu Potrójna IG1. Kwartalnik Geologiczny, 19, 2,
487—488.
1l4czka A., 1976a. Profil geologiczny otworu wiertniczego Sucha IG1. Kwartalnik Geolo- giczny, 20, 4, 958—959.
1l4czka A., 1976b. New data on the structure of the basement of the Carpathians south of the
Wadowice. Annalek Societatik Geologorum Poloniae, 46, 337—350.
1l4czka A. & Kamiñski M.A., 1998. Guidebook to Excursions in the Polish Flysch Carpa- thians. Grzybowski Foundation Special Publication, Kraków, 6, 171.
1l4czka A., Kruglow S., Golonka J., Oszczypko N. & Popadyuk I., 2006. The General Geolo- gy of the Outer Carpathians, Poland, Slovakia, and Ukraine. In: Picha F. & Golonka J. (eds), The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources. Ameri- can Akkociation of Petroleum Geologiktk, Memoir, 84, 221—258.
2ytko K. et al., 1989. Geological Map of the Western Outer Carpathians and their foreland without Quaternary formations, in D. Poprawa and J. Nemèok, eds. Geological Atlas of the Western Carpathians and their Foreland. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warsza- wa, Poland.
Translation - English
GEOLOGY 2007 Volume 33 number 4/1 29-38
TECTONICS OF POLISH FLYSCH CARPATHIANS BETWEEN BIELSKO-BIAŁA AND NOWY TARG
Tectonics of Polish flysch Carpathians between Bielsko-Biała and Nowy Targ
Jan GOLONKA
AGH University of Science and Technology,
Faculty of Geology, Geophysics and Environment Protection
al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków;
e-mail: [email protected]
Substance: The subject of the study are the Carpathians between Bielsko-Biała and Nowy Targ They are built up of strongly folded nappe-like flysch deposits aged upper Jurassic - Neogene. The following outer Carpathian nappes can be distinguished (coming from south): Magura unit, the group of fore-Magura nappes, Silesian and Sub-Silesian nappes as well as Skole nappe (medium group). The Magura unit, along the line Stare Bystre - Szaflary, borders The Pieniny Klippen Belt from the south. It is thrust over the units of medium group - the length of the thrust amounts at least 20 km. The fore-Magura zone stretches in a narrow belt from Milówka area towards the southern slope of Beskid Mały, where it disappears. The Silesian nappe is divided into two sections, along the Skawa fault. The western section is characterised by a powerful development of the Godula Cretaceous sandstones, while the Krosno beds crop out on a vast area in the eastern section. The sub-Silesian nappe shows as tattered shreds and patches occurring at the fringe of Silesian nappe as well as in tectonic windows, within the Silesian unit. The Skole unit can be found north of Wadowice and Andrychów, where it forms a component, which is overthrust on Miocene sediments of the Carpathian foredeep.
Key words: Outer Carpathians, flysch, tectonics, Magura nappe, the group of fore-Magura nappes, Silesian nappe, sub-Silesian nappe, Skole nappe
Abstract: The Polish Outer Carpathians between Bielsko-Biała and Nowy Targ are built up from the thrust, imbricated Upper Jurassic — Neogene flysch deposits. The following Outer Carpathian nappes have been distinguished: Magura Nappe, Fore-Magura group of nappes, Silesian, Subsilesian and Skole Nappes. The Magura Nappe borders along Stare Bystre — Szaflary line with the Pieniny Klippen Belt. It is thrust over the Fore-Magura and Silesian nappes at least 20 km. The Skawa line system of faults displaces the Magura Nappe margin 2 km northward. The Fore-Magura narrow zone runs from Milówka to the southern slope of Beskid Mały, where it disappears from the surface. The Silesian Nappe is divided into two segments along the Skawa fault. The western one is characterized by the development of Cretaceous Godula Sandstones, eastern by the occurrence of Krosno Beds. The Sub-Silesian Nappe occurs as broken pieces along the northern margin of the Silesian Nappe, as well as in the tectonic windows within the Silesian Nappe. The Skole Unit is thrust over the Miocene deposits of Carpathian Foredeep in the area north of Wadowice and Andrychów.
In the area investigated (Fig. 1) there is the rock mass of the Carpathians that belongs to the European Alpides and the Carpathians foredeep constituting the fore rift of the Carpathians. The Carpathians can be divided into outer and inner units. There is the Pieniny Klippen Belt on the border between outer and inner Carpathians, which comprises Jurassic-Lower Cretaceous, calcareous-siliceous rocks and Upper Cretaceous flysch rocks with minor occurrence of Paleogene rocks. The Outer Carpathians are formed from strongly nappe-like folded flysch deposits of upper Jurassic
- Neogene. The Carpathian rock mass is thrust over the Carpathian foredeep, filled with Neogene molasse sediments, which rest on the older, Mesozoic-Paleozoic, locally Precambrian base (Ślączka 1976, Golonka et al. 2005, Oszczypko et al.
2006, Ślączka et al. 2006). A separate research covers the relation between the Outer Carpathians and its foundation as well as the lithostratigraphy of flysch formation (Golonka & Walkowska-Oliwa 2007, Pietsch et al. 2007 - this back issue). The Neogene molasse is strongly tectonically dislocated in its inner zone by overthrusting Carpathians. On the contrary, it is very weakly folded in the outer zone.
Fig. 1). Map of the Polish Outer Carpathians west of Dunajec with the location of the cross-section on the Fig. 2 (after Cieszkowski et al. 2006, modified)
Fig. 2). Cross-section through the Outer Carpathians and their foreland (after Oszczypko 1998, Golonka et al. 2006, modified) 1 — Consolidated basement of the Inner Carpathians, 2 — Proterozoic — Lower Paleozoic of the Bruno-Vistulicum terran, 3 — Inner Carpathians Mesozoic, 4 — Lower Paleozoic, 5 — Upper Paleozoic, 6 — Jurassic, 7 — Lower Cretaceous — Paleogene of the Silesian Unit, 8 — Cenomanian — Senonian, 9 — Upper Cretaceous — Paleocene of the sub-Silesian Unit, 10 — Senonian — Paleocene, 11 — Eocene, 12 — Lower Miocene, 13 — Upper Miocene, 14 — Neogene, 15 — boreholes, 16 faults
OUTER CARPATHIANS
The outer Carpathians flysch sediments, representing the time interval between Jurassic and early Miocene (Golonka & Walkowska-Oliwa 2007 - this back copy), are arranged nappe-like as a series of independent tectonic units, thrust upon one another in the north direction. The outer Carpathians nappes (Fig. 2) are overthrust, at least 70 km, over the southern part of the European platform, which is covered by the Miocene sediments of the Carpathians foredeep (Ślączka 1975, 1976a, b, Oszczypko at al. 2006, Ślączka et al. 2006). The Outer Carpathians nappes were detached from the bedrock during the overthrust and only their basin parts survived. The thrust plane of the Carpathians declines gently to the south and is present in Zawoja 1 borehole at the depth of 3225 m below the sea level and farther southwards, in the area of a planned deep borehole in Orawa (Golonka et al. 2005) its depth is to reach presumably 6000 m (Cieszkowski et al. 2006). There is a bedrock formation beneath the overthrust, comprising strongly folded metamorphic Precambrian rocks that belong to the Bruno-Vistulicum terrane with Paleozoic-Mesozoic platformic cover and autochthonic or partially folded Miocene formation (Ślączka
1975, 1976, Moryc 2005, Cieszkowski et al. 2006). The bed rock formation is cut by several dislocations (e.g. Rylko & Tomaś 2001, Moryc 2005, Cieszkowski et al. 2006), some of them cut through allochthonic Outer Carpathians flysch formation.
The following constitute (proceeding from the south) Outer Carpathians nappes: Magura unit, group of fore Magura nappes as well as Silesian, sub Silesian and Skole nappes. The Borysław-Pokuta group basically occurs in the eastern Carpathians, which is outside the discussed area.
MAGURA NAPPE
The Magura nappe, which contains the outer part of Magura basin, borders from the south with Pieniny Klippen Belt, along the line Stare Bystre - Szaflary. Pieniny Klippen Belt makes up a geological structure, located between the inner and outer Carpathians. The inner part of the Magura basin belongs to the klippen belt, forming a thrust slice in the Rogoźnik - Zaskale area. Jarmuta beds thrust over the inner units of the klippen belt in the Stare Bystre area. It is likely that this vergence indicates the existence of flower geometry, associated with the strike-slip fault that separates lithosphere blocks of inner Carpathians from the European platform. The contact line is not much clear due to the fact that the flysch formations of both basins are folded one with another, creating lower order tectonic structure (Hulina unit). Moreover, the situation is complicated because the contact area is covered by Neogene sediments (Golonka 1981).
The northern border of Magura nappe forms an arch along the line Milówka -
Żywiec - Dąbrówka - Sucha - Myślenice. It is overthrust upon the medium group units. The scale of the overthrust accounts for at least 20 km.
Some lower order tectonic structures can be distinguished within Magura nappe, in the western part of the area. The Siary unit is the most outer one, which is overridden by Racza unit, on which in turn Bystrzyce unit is overthrust. The overthrust line of Racza and Siary units runs from Rajcza to Juszczyn and Przyborów through Milówka.
The Bystrzyca unit enters the territory of Poland south of Ujsoły and in Korbielów area. The trusts of lower order units do not exceed several kilometres. These units are made up of strongly imbricated anticlines and synclines with SW - NE direction. Several narrow thrust slices and anticlines have been recognised within the Siary unit. The synclinal zones in Racza unit, formed from Magura Eocene sandstones, are wider then anticlinal zones. The largest anticlinal component is high uplifted Rajcza - Zimna Roztoka saddle that includes Cretaceous beds in its core. There are transversal structures with direction SE-NW within Sopotnia syncline which have been created due to twisting of Magura sandstones plate. Bystrzyca unit is represented in the area mainly by the marginal thrust slice. Peripheral part of the unit occurs in Slovakia. A thrust slice comprising Silesian nappe formation exists within the Racza unit overthrust zone in Sopotnia Mała area.
The thrust slice that initially had been a tectonic window was subsequently detached from the bedrock and overthrust northwards.
The structure of Magura nappe is more regular to the south of Jeleśnia - Przyborów. The saddles existing here are traceable over a long stretch. There have not been observed any larger overthrusts here that determine boundaries of aforementioned lower order tectonic units. Although these units can be distinguished, they appear predominantly as facies zones. 20 saddles and synclines with W-E direction can be seen on Babia Góra cross section. The Grzechynia saddle, which is The Rajcza - Zimna Roztoka saddle counterpart, is the most uplifted. Geological structures can be divided into the following: marginal group anticlinorium (corresponding to Siary unit), Zawoja - Jordanów synclinal zone (Racza unit), Orawa anticlinorium zone (Bystrzyca unit), southernmost synclinorium zone (Krynice unit). Similar tectonic situation can be observed farther east, the structures axes are displaced by a couple of kilometres though.
Cross dislocations play a significant role in Magura nappe structure. The largest occur in areas of Ujsoły, Korbielów - Jelenia as well as along the lines of Skawa and Raba rivers. A huge Kaszarawa - Głucha fault, which is also traceable in Slovakia down to Namestovo, displaces the Pieniny Klippen Belt structures, determines the eastern boundary of the units overthrust within Magura nappe and marks the line along which the structures direction switches from SW-NE to W-E. Major faults extend into Silesian nappe and some of them reach the inner Carpathians in the Czech Republic (e.g. Zazriva - Ujsoły - Beskid Śląski fault). Cross dislocations in the Skawa valley (the Skawa fault, which in fact is a faulting system in area of Mucharz, Skawce, Klecza Dolna - Łękawica - Dąbrówka and Stryszówka (Stryszówka fault)), shift the Magura nappe fringe almost 2 km to the north (Cieszkowski at al. 2006). To the east of these dislocations and their extensions, Magura nappe formations are arranged flatter and at the same time subsided. Following Golonka et al. (2004) in outer Carpathians strike-slip faults with N-S and NW-SE directions repeatedly caused blocks rotation along the fault planes as well as diapiric piercing of less competent flysch complexes with considerable content of slates.
FORE MAGURA NAPPES GROUP
Fore Magura zone (Książkiewicz 1977, Golonka 1981, Golonka et al. 2005, Ślączka et al.
2006) stretches as a narrow belt from Milówka area through Węgierska Górka, Żywiec down to the southern slopes of Beskid Mały near Gilowice, where it disappears. This is a zone
formed from nappes that possess Magura and Silesian components. The northern fore Magura nappe includes lithological components both of Magura and Silesian types - Jaworzynka beds (biotite - a member within Ropianice beds) occur in Cretaceous, menilite - Krosno succession in Eocene. The southern fore Magura nappe has a similar composition to the Magura succession. Strongly imbricated folds with northern inclination predominate in the structure of fore Magura unit. They are squeezed between Magura unit and sandstone succession of Silesian unit in Beskid Śląski and Beskid Mały; (Paul et al. 1996) they connect the southern fore Magura nappe with Grybów unit, which occurs in the east in tectonic windows. They also join fore Magura and Dukla nappes. However, tectonic merges of these units are unclear and speculative. It is better, in the present state of knowledge, to maintain the traditional local names and use a broad concept: 'group of fore Magura nappes'. This group also contains formations known from boreholes (e.g. Obidowa IG 1, Cieszkowski et al. 1981a, b, Cieszkowski 1985, 2001) that were partly distinguished.
SILESIAN NAPPE
The western segment of Silesian nappe is characterised by a powerful development of Godula sandstones. In this area took place a disharmonic differentiation of the Silesian nappe
into two sets - lower grade Cieszyn and Godula units, however the border separating them is not clearly marked in this area.
The Cieszyn unit, predominantly made up of Jurassic - Neocomian Cieszyn beds with characteristic large contribution of slates, creates several tiny saddles, which can bee seen between Bielsko and Porąbka. The Godula unit is formed from members with predominant sandstones. It is divided into two blocks separated by a fault - Beskid Śląski and Beskid Mały blocks. These are clumps of rock, homoclinally dipping in the south direction with uplifted northern edge and weakly marked longitudinal folding in Cretaceous.
The Silesian nappe is tectonically torn apart. It borders with fore Magura unit south of Beskid Śląski and with Magura nappe to the south of Beskid Mały. In a tectonic window near Żywiec the Cieszyn unit exhibits from underneath the Godula unit and the sub Silesian unit comes out from under the former. There are numerous tectonic windows in Lanckorona area where the sub Silesian unit shows. Here the sub Silesian nappe is often in direct contact with the Magura unit. A similar image is marked in the deep geological structure - in many cases the Silesian unit is missing and the Magura unit lies directly upon the sub Silesian nappe. In Andrychów area, at the Silesian nappe margin, there are several blocks of crystalline rock: Jurassic limestone, Senonian and Paleogene. The formation called Andrychów Crags (Książkiewicz 1951) used to be considered as tectonic xenoliths torn out from the bedrock by the Silesian nappe (Książkiewicz 1972, 1977, Golonka
1981). Nowadays it is regarded as olistoliths within the flysch of Silesian unit (Ślączka & Kamiński 1998, Golonka et al. 2005).
Previously mentioned trans-Carpathian dislocation in the Skawa river line divides the Silesian nappe into two segments. Not just the alteration of tectonic style on either side of the Skawa dislocation system is observed but also change in direction of major Carpathian fold structures (Cieszkowski et al. 2006). The orientation shifts from W-E, east of the Skawa river, to WSW-ENE on the west side of the Skawa line. Along the Skawa dislocation system, in its eastern wall, the rock mass of Silesian nappe is displaced in the north direction. As a result, the edge of the Silesian nappe west of Skawa is drawn back southwards by approximately 10 km in relation to its position on the west side of the river (Książkiewicz 1972, 1974a, b, 1976, 1977, Cieszkowski et al. 2006).
Two tectonic units have been separated east of the Skawa river: the upper unit - the block of Lanckorona foothills and the lower unit (Książkiewicz 1972, 1974a, b, 1977, Golonka 1981). The upper unit narrows as it approaches the surface and no equivalents of this unit can be found farther east. Whereas the lower unit stretches eastward and makes the main body of the nappe. The overthrust runs along the line Wadowice - Kalwaria - Myślenice. Both units have a synclinal structure. Istebna beds occur in synclinal cores of the lower unit. The Lanckorona foothill zone is represented mainly by superficially occurring Krosno beds. The beds are folded and the dip in the limb beds ranges form 15÷35°. They are also detached and thrust over older lithostratigraphic units of the Silesian nappe (Cieszkowski et al. 2006). Two major faults, N-S oriented, are distinguished in the Lanckorona foothill zone. The edge of the Krosno formation overthrust, that runs along Klecza Dolna-Łękawica-Dąbrówka strike-slip fault, is translated northwards in its eastern wall by 8-9 km.
THE SUB SILESIAN NAPPE
The sub Silesian unit makes the lowest structural unit of flysch Carpathians over most of the discussed area. It rests directly upon Miocene rocks of the Carpathians foreland. The unit shows as torn apart shreds and patches that occur at the margin of Silesian nappe, north of Bielsko, in Kęty - Wadowice area and near Skawina (Golonka 1981, Żytko et al. 1989). Here the sub Silesian nappe consists of several imbricated folds thrust over each other in the north direction.
The southern belt of the sub Silesian nappe occurrence stretches in the south part of the Silesian nappe, locally running right in front of the Magura unit overthrust face. It shows in Żywiec tectonic window as well as in a number of tectonic windows within Lanckorona - Żegocin zone, between Lanckorona and Myślenice (Golonka 1981). The sub Silesian unit is highly tectonically crumpled and deformed as a result of profound contribution of marl and slate formations in its structure.
THE SKOLE NAPPE
The Skole nappe (after: Żytko et al. 1989, Paul et al. 1996a, b, Ryłko & Tomaś 1996) occurs north of Wadowice and Andrychów, where it forms a tectonic unit thrust, imbricated upon Miocene of the Carpathians foredeep, comprising formations of basinal and slope parts of the Skole basin and sub Silesian sedimentation zone (see Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). That is why it is difficult to distinguish between the Skole unit and the sub Silesian unit. Książkiewicz (1932, 1951) described those formations as, so called, outer flysch and qualified them within the sub Silesian unit (Ksiażkiewicz 1972, 1977, likewise Golonka et al. 1979 and Golonka 1981).
The paper was elaborated during accomplishment of the research project no. 4 T12 B 025 28,
launched by The Ministry of Science and Informatics Innovation, entitled 'New Aspects of Geophysical Measurement Results Interpretation for Verification of Hydrocarbons Search Possibilities in Western Carpathians.
The author heartily thanks Ph.D. Andrzej Ślączka for his precious review remarks and Doc.Eng. Michał Krobicki for the publishing elaboration.
BIBLIOGRAPHY
Cieszkowski M., 1985. Stop 21: Obidowa. In: Birkenmajer K. (ed.), Main geotraverke of the Polikh Carpathiank (Cracow — Zakopane), Guide to excurkion 2, Carpatho-Balkan Geological Akkociation, 13 Congrekk, Cracow, Poland. Geological Institute, Warsza- wa, 54—58.
Cieszkowski M., 2001. Fore-Magura Zone of the Outer Carpathians in Poland. Biuletyn Pan- ktwowego Inktytutu Geologicznego, 396, 32—33.
Cieszkowski M., Durkoviè T., Jawor E., Korab T. & Sikora W., 1981a. A new tectonic unit in the Polish and Slovak Flysch Carpathians. Abktractk, Carpatho-Balkan Geological Ak- kociation, 12 Congrekk, Bucharekt, 1981. Bucharest, 118—120.
Cieszkowski M., Durkoviè T., Jawor E., Korab T. & Sikora W., 1981a. Geological interpreta- tion of the Obidowa — Slopnice tectonic unit in the Polish and Slovak Flysch Carpa- thians. Abktractk, Carpatho-Balkan Geological Ak- kociation, 12 Congrekk, Bucharekt, 1981.
1981). Bucharest, 272—120.
Cieszkowski M., Golonka J., Wa1kowska-Oliwa A. & Chrustek M., 2006. Budowa geolo- giczna rejonu Sucha Beskidzka — 1winna Poreba (polskie Karpaty fliszowe). Kwartal- nik AGH Geologia, 32, 2, 155—201.
Golonka J., 1981. Arkusz Bielsko-Biala, Obja1nienia do mapy geologicznej Polski. Geologi- cal Map of Poland, Explanations; Bielsko-Biala Sheet. Geological Institute — Publi- shing House, Warsaw, 1—63.
Golonka J. & Wa1kowska-Oliwa A., 2007. Stratygrafia polskich Karpat fliszowych pomiedzy
Bielskiem-Bial4 a Nowym Targiem. Kwartalnik AGH Geologia, 33, 4/1, 5—28. Golonka J., Boryslawski A., Paul Z. & Rylko W., 1981. Mapa Geologiczna Polski, Arkusz
Bielsko-Biala. Instytut Geologiczny, Warszawa.
Golonka J., Cieszkowski M., Chodyñ R. & Chrustek M., 2004. Faults, Block Rotations and the Origin of the Orava Basin in the Western Part of the Polish Outer Carpathians. W: Svojtka M. (ed.), Proceedings of the 9th Meeting of the Czech Tectonic Studies Group,
2nd Meeting of the Central European Tectonic Group, Lucenec, Slovakia, June 22-25,
2004, Geolinek, 17, 34—35.
Golonka J. et al., 2005a. Orava Deep Drilling Project and the Post Paleogene tectonics of the
Carpathians. Annalek Societatik Geologorum Poloniae, 75, 211—248.
Golonka J., Gahagan L., Krobicki M., Marko F., Oszczypko N. & Slaczka A., 2006. Plate Tectonic Evolution and Paleogeography of the Circum-Carpathian Region. In: Golon- ka J. & Picha F. (eds.) The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources. American Akkociation of Petroleum Geologiktk, Memoir 84, 11—46.
Cieszkowski M., 1972. Budowa geologiczna Polkki, tom IV (Tektonika), cz. 3 (Karpaty).
Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Cieszkowski M., 1972. Szczególowa Mapa Geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Sucha
Beskidzka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Ksi4nkiewicz M., 1974b. Obja1nienia do Szczególowej Mapy Geologicznej Polski w skali
1:50 000, ark. Sucha Beskidzka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
Cieszkowski M., 1977. Tectonics of the Carpathians. In: Ponaryski, W. (ed.), Geology of
Poland. Vol. IV. Tectonick. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 4, 476—604. Oszczypko N., Krzywiec P., Popadyuk I. & Peryt T., 2006. Carpatian Foredeep Basin (Poland
and Ukraine): Its sedimentary, structural, and geodynamic evolution. In: Golonka J., 1981.
Picha F. (eds.) The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources.
American Akkociation of Petroleum Geologiktk, Memoir 84, 261—46.
Moryc W., 2005. Rozwój utworów miocenu w Karpatach Zachodnich na obszarze Bielsko — Kraków. Kwartalnik AGH Geologia, 31, 1, 5—73.
Paul Z., Rylko W. & Toma1 A., 1996a. Zarys budowy geologicznej zachodniej cze1ci Karpat polskich (bez utworów czwartorzedowych). Przeglqd Geologiczny, 44, 5.
Paul Z., Rylko W. & Toma1 A., 1996b. Geological structure of the western part of the Polish
Carpathians. Geological Quarterly, 40, 501—521.
Pietsch K., Golonka J. & Marzec, P., 2007. Stosunek podlona do fliszu Karpat Zewnetrznych pomiedzy Wadowicami a Babi4 Gór4 w 1wietle refleksyjnych badañ sejsmicznych. Kwartalnik AGH Geologia, 33, 4/1, 197—210.
Rylko W. & Toma1 A., 2001. The Neogene remodelling of the Polish Carpatian basement and the result findings. Biuletyn Panktwowego Inktytutu Geologicznego, 395, 1—60 (In Polish with English summary).
1l4czka A., 1975. Wyniki geologiczne otworu Potrójna IG1. Przeglqd Geologiczny, 19, 2.
487—488.
1l4czka A., 1976a. Profil geologiczny otworu wiertniczego Sucha IG1. Kwartalnik Geolo- giczny, 20, 4, 958—959.
1l4czka A., 1976b. New data on the structure of the basement of the Carpathians south of the
Wadowice. Annalek Societatik Geologorum Poloniae, 46, 337—350.
1l4czka A. & Kamiñski M.A., 1998. Guidebook to Excursions in the Polish Flysch Carpa- thians. Grzybowski Foundation Special Publication, Kraków, 6, 171.
1l4czka A., Kruglow S., Golonka J., Oszczypko N. & Popadyuk I., 2006. The General Geolo- gy of the Outer Carpathians, Poland, Slovakia, and Ukraine. In: Picha F. & Golonka J. (eds), The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources. American Akkociation of Petroleum Geologiktk, Memoir 84, 221—258.
2ytko K. et al., 1989. Geological Map of the Western Outer Carpathians and their foreland without Quaternary formations, in D. Poprawa and J. Nemèok, eds. Geological Atlas of the Western Carpathians and their Foreland. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warsza- wa, Poland.
More
Less
Experience
Years of experience: 33. Registered at ProZ.com: Feb 2004.
Expertise 
Portfolio 