Pieniński Pas Skałkowy - Notatki - Geologia, Notatki z Geologia

Pobierz Pieniński Pas Skałkowy - Notatki - Geologia i więcej Notatki w PDF z Geologia tylko na Docsity! Pieniński Pas Skałkowy 1. Pieniński pas skałkowy na tle Karpat W strukturze Karpat pieniński pas skałkowy tworzy wąską (od kilkuset metrów do około 20 km) samodzielną strefę tektoniczną oddzielającą wielkim łukiem Karpaty zewnętrzne (fliszowe) od Karpat wewnętrznych. Zachodnie zakończenie pasa znajduje się w Australii, wschodnie w Rumunii. Długość pasa skałkowego wynosi około 600 km, co czyni go najdłuższą a zarazem najbardziej stałą jednostkę tektoniczną Karpat (fig.1). Karpaty zewnętrzne były głównie fałdowane w trzeciorzędzie, a Karpaty wewnętrzne główne fałdowania były wieku górnokredowego. Pieniński pas skałkowy był fałdowany zarówno w kredzie górnej, jak i w trzeciorzędzie. Doprowadziło to w efekcie do bardzo skomplikowanej struktury tektonicznej pasa skałkowego. W tej strukturze uczestniczą zarówno płaszczowiny górnokredowe rozbite na fragmenty w wyniku ruchów trzeciorzędowych, jak i też fałdy i uskoki trzeciorzędowe. Elementy strukturalne pasa skałkowego mają charakter blokowy ( bryły, soczewki, łuski tektoniczne). Elementy te są uzewnętrznione są w morfologii jako skałki twardszych wapieni jurajskich i dolnokredowych tkwiące w miększych, łatwiej ulegających zniszczeniu osadach łupkowych, marglistych i fliszowych wieku zarówno jurajskiego, jak i kredowego i paleogeńskiego. Pieniński pas skałkowy przebiega wzdłuż jednej z głównych linii nieciągłości skorupy ziemskiej w Karpatach, gdzie nieciągłość Moho gwałtownie się obniża w kierunku północnym o około 15 km do około 50 km poniżej powierzchni Ziemi. Pas skałkowy jest śladem destrukcyjnej północnej Tetydy . W wyniku różnych procesów ( subdukcji, konsumpcji kier litosfery zachodzących w kilku fazach) nastąpiło wessanie w obręb płaszcza i przetopienie większości pierwotnego podłoża basenów Karpat zewnętrznych (fliszowych), jak też pierwotnego podłoża basenu skałkowego i jego południowych i północnych obrzeży. 2. Basen skałkowy: trias kreda Pieniński pas skałkowy zawiera w swej strukturze elementy trzech mezozoicznych basenów osadowych: magurskiego (północnego), właściwego skałkowego (centralnego), manińskiego (południowego). Baseny magurski i właściwy skałkowy oddzielone były od siebie grzbietem egzotykowym północnym(czorsztyńskim), baseny skałkowy i maniński grzbietem egzotykowym południowym (Andrusova). Strefy sedymentacyjne w obrębie basenów odpowiadają poszczególnym strefom głębokościowym i utworzyły samodzielne jednostki tektoniczne o charakterze płaszczowin lub autochtonu w wyniku kilku faz fałdowań górnokredowych. Basen skałkowy powstał z przekształcenia się triasowej platformy klastyczno-węglanowej pod wpływem pojawienia się ryftu oceanicznego w triasie górnym. Tworząca się w strefie ryftu skorupa oceaniczna spowodowała odsunięci się od siebie obydwu grzbietów egzotykowych fragmentów skorupy kontynentalnej: północnego i południowego. Aktywność ryftu oceanicznego w basenie skałkowym zamarła w czasie dolnej jury, a ryft uległ przemieszczeniu na północ od grzbietu czorsztyńskiego gdzie doprowadził do utworzenia się oceanicznej skorupy basenu magurskiego. W ciągu jury i dolnej kredy najgłębsze osady typu oceanicznego (osady łupków radiolariowych i radiolaryty) tworzyły się przyjmowanej skorupy oceanicznej. Powstały tam sukcesje pienińska (i ultrapienińska), natomiast osady płytsze tworzyły się na skłonach obydwu grzbietów: czorsztyńskiego (sukcesje: czorsztyńska, czertezicka, niedzicka) i Andrusova (sukcesje: niźniańska i haligowiecka). W wyższej jurze rozpoczął się etap w kompresji w basenach Karpat wewnętrznych, spowodowany ekspansją grzbietów oceanicznych w południowej części Tetydy. W basenie skałkowym etap ten zaczął się jako subdukcja skorupy oceanicznej wraz z jej pokrywą osadową pod grzbiet Andrusova, który w wyniku tego przekształcił się w łuk wyspowy charakteryzujący się silną działalnością wulkaniczną i plutoniczną. W następstwie subdukcji, trwającej w basenie skałkowym przez całą kredę, w czasie kredy górnej nastąpiły zmiany batymetryczne: znikła strefa rowu oceanicznego, która uległa wessaniu pod grzbiet Andrusova, sedymentacja zaś uległa ujednoliceniu, przybierając charakter osadów skłonu szelfowego i zewnętrznej platformy szelfowej. Powstały wówczas głównie margle otwornicowe z poziomami radiolariowymi, zastępowane początkowo lokalnie przez klastyczne osady turbidytowe (flisz) osadzane w rynnach i kanionach podmorskich na skłonie szelfowym. W miarę upływu czasu, sedymentacja marglista została zdominowana przez fliszową, jako efekt rozpoczynającej się kolizji orogenicznej. Cechy przewodnie: Liniowość, wyrażona jego znaczną długością Obecność litologicznie zróżnicowanych formacji osadowych, o szerokiej stratygraficznie rozpiętości. Utwory jurajskie i dolna kreda złożone są głównie z osadów węglanowych; kreda górna obejmuje filsz dużej miąższości, często grubo- do średnioziarnisty, zawierający duże ilości zlepieńców, olistolitów i olistostromów, złożonych z materiału egzotycznego oraz mniejszej miąższości , głębokowodne ( pelagiczne i hemipelagiczne) radiolaryty i pstre margle. Długotrwała trwająca od albu po mastrycht sedymentacja fliszu, wskazująca na stabilność warunków paleomorfologicznych basenu sedymentacyjnego i jego najbliższego otoczenia. Basen sedymentacyjny Pienińskiego pasa skałkowego był od strony południowej (wewnętrznej) ograniczony kordylierą zbudowaną po części z oceanicznych metabazaltów, bazaltów toleidowych, metamorfitytów niskotemperaturowo wysokociśnieniowych (łupków glaukofanowych),