Tektonika łupków strefy Siennej oraz korelacja rozwoju gnejsów z etapami deformacji metamorfiku Śnieżnika
Abstract
W związku z rozbieżnymi poglądami na budowę i rozwój strefy łupków Siennej (fig. 1) autor podjął szczegółowe prace kartograficzne oraz badania mezostrukturalne we wschodniej części strefy, głównie wzdłuż kontaktu łupków serii strońskiej (Pt3 - Cm2?) z gnejsami elementu Śnieżnika. Zostały one uzupełnione obserwacjami o charakterze przeglądowym w części zachodniej oraz na przedłużeniu omawianej strefy po stronie czeskiej. Prace te pozwoliły na odtworzenie tektoniki łupków strefy Siennej. Łupki wypełniają głęboki fałd synklinalny o asymetrii zachodniej, nałożony na utworzone wcześniej fałdy leżące osadów tej serii zgarniętych w kierunku wschodnim. Łupki strefy Siennej mają bardzo złożoną tektonikę wewnętrzną, kontrastującą ze stosunkowo prostym układem odmian litologicznych w otaczających masywach gnejsowych: antyklinalnego elementu Międzygórza po stronie zachodniej oraz antyklinalnego elementu Śnieżnika po stronie wschodniej, zbudowanych na zewnątrz z gnejsów oczkowych - zwanych śnieżnickimi, a w środku z gnejsów migmatycznych - znanych jako gierałtowskie (fig. 7). Granice gnejsów śnieżnickich z łupkami serii strońskiej mają charakter intruzywny, są ostre i tną różne horyzonty litologiczne. Gnejsy gierałtowskie natomiast tworzą z gnejsami śnieżnickimi szerokie strefy gnejsów przejściowych i mieszanych. Ku wschodowi - poza opisanym obszarem - migmatyzują one szerokim frontem również łupki serii strońskiej, przefałdowane z wyklinowującymi się w tym kierunku gnejsami śnieżnickimi.
Autor przyjmuje, że magma porfirowatych granitów śnieżnickich intrudowała na przełomie kambru środkowego i górnego (faza sardyjska) w łupki serii strońskiej wzdłuż powierzchni foliacji, zgodnych z powierzchniami osiowymi utworzonych wcześniej fałdów F1. W związku z tym kwestionuje dotychczasowe korelacje mezostruktur w wymienionych kompleksach litologicznych, w myśl których pierwsza deformacja F1 miała miejsce dopiero po procesie ultrametamorfozy serii strońskiej, z którym związany był proces rozwoju gnejsów gierałtowskich, a następnie gnejsów śnieżnickich. Uważa, że pierwsze struktury deformacyjne w gnejsach śnieżnickich, a szczególnie gierałtowskich, określane dotąd jako F1, nie odpowiadają najstarszym strukturom, czyli (F1), w łupkach serii strońskiej. Dopiero w drugim etapie deformacji (F2) granity śnieżnickie zostały dynamicznie przeobrażone w oczkowe gnejsy śnieżnickie podczas przefałdowania ich z łupkami serii strońskiej w płaszczowinach nasuwanych po dolnym dewonie na podsuwającą się strefę morawsko-śląską, w obrębie której rozpoczęło się wtedy formowanie waryscyjskiej geosynkliny Sudetów Wschodnich. W końcowej fazie rozwoju płaszczowin nastąpiło ich poprzeczne fałdowanie (F3), wywołane wzrastającym niedoborem przestrzeni bocznej i połączone z wypiętrzaniem fałdowanego orogenu młodokaledońskiego. Deformowane serie łupków strońskich i gnejsów śnieżnickich ulegały wtedy w głębszych partiach orogenu silnej rekrystalizacji i selektywnej migmatytyzacji prowadzącej do powstania gnejsów gierałtowskich, w metamorfiku Śnieżnika najsłabiej dynamicznie zaangażowanych. Ponieważ proces ten nie zawsze przebiegał zgodnie z istniejącym planem strukturalnym i związany był ze wzrostem objętości wyjściowego układu, doprowadził do rozwoju wielkopromiennych form brachyantyklinalnych o charakterze embrionalnych kopuł gnejsowych, lokalnie grzybopodobnych, których jądra zajmują strukturalnie najmłodsze skały, czyli gnejsy gierałtowskie. Antyformy te zwartą budową odbiegają znacznie od tektoniki oddzielających je stref o charakterze synform, wypełnionych głównie silnie sfałdowanymi utworami suprakrustalnej serii strońskiej.
The structure and development of the Sienna Syncline, Śnieżnik Massif, have been the subject of much controversy in the regional literature. As an attempt towards solving these and related problems, the present author has performed detailed geological mapping and mesostructural investigation of the eastern synclinal limb, primarily within the zone of contact between the schists of the Stronie Series (Pt3 - Cm2?) and the gneisses of Śnieżnik Element (Kasza 1964). The study has been supported with supplementary observational data from the western synclinal limb, and from the southern protraction of the syncline in the adjacent territory of Czechoslovakia.
As a whole, the present study has allowed to reconstruct the geometry of Sienna Syncline. The syncline, itself internally built of the schists of Stronie Series, appears to be a deep fold feature of western asymmetry. Its internal structure is highly complex, apparently staying in a contrast to the relatively simple lithological/structural pattern of the adjacent gneissic massifs: the anticlinal Śnieżnik Element to the east and the anticlinal Międzygórze Element to the west, respectively. These latter two anticlinal features are built of augen gneisses (= the Śnieżnik gneisses) in their outer parts, and of migmatitic gneisses (= the Gierałtów gneisses) in the axial zones. The boundaries between the Śnieżnik gneisses and the schists of Stronie Series are intrusive in character, sharply cutting various lithological horizons. On the other hand, the contacts between the Śnieżnik gneisses and the Gierałtów gneisses are virtually gradational, comprising wide zones of mixed and/or transitional-type gneisses. Towards the east, beyond the present study area, there is observed an extensive front of accompanying migmatization as superimposed upon the schists of the Stronie Series; these latter rocks have been overfolded here with the Śnieżnik gneisses, which themselves are wedging out in the abovesaid direction.
It is assumed by the present author that the parent magma of the Śnieżnik porphyraceous granites had intruded within the schists of the Stronie Series at the Middle/Late Cambrian transition (i.e., in the Sardinian phase), with the intrusion following the foliation planes paralleling the axial planes of the pre-existing folds, F1. In consequence, an objection is raised here as to the previous regional correlations of mesostructures in the aforesaid rock complexes; according to these previous interpretations, the earliest deformation (F1) in the region was thought to have taken place after the main process of ultrametamorphosis of the Stronie Series and the related process of the development of gneisses. It is instead inferred by the present author that the earliest deformational structures (i.e., the F1 structures of the previous authors) within the Śnieżnik gneisses, and especially within the Gierałtów gneisses, do not correspond to the earliest deformational structures (F1) recognized in the schists of Stronie Series. It is thought here that the Śnieżnik granites were dynamically transformed into the (Śnieżnik) augen-gneisses at a second (F2) deformational stage, presumably through overfolding of the primary granites and Stronie schists within the fold nappes which had been shoved, in a post-Early Devonian time, over the Moravian-Silesian Zone that was just undergoing an initial stage of the formation of the Variscan geosyncline of Eastern Sudetes. At a final stage of their development, the nappes underwent transverse folding (F3) due to a general deficiency of lateral space; the transverse folding is thought to have been associated with a general uplifting of the Young-Caledonian orogen that was undergoing regional folding. The series of the Stronie schists and Śnieżnik gneisses, when being actively deformed (F2 + F3), underwent strong recrystallization and selective migmatitization within the deeper portions of the orogen, thus resulting in the Gierałtów gneisses (which themselves display a relatively weakest dynamical engagement within the Śnieżnik Metamorphic Massif). Since the abovesaid process did not always follow the pre-existing structural plan of the region and was itself accompanied by a general increase of the system initial volume, it led to the development of large-radius brachyanticlinal features displaying the character of embryonic, locally mushroom-shaped gneisses domes. These dome-like features (antiforms) differ, by their coherent internal structure from the tectonics of the inter-dome synclinorial zones (synforms).
Autor przyjmuje, że magma porfirowatych granitów śnieżnickich intrudowała na przełomie kambru środkowego i górnego (faza sardyjska) w łupki serii strońskiej wzdłuż powierzchni foliacji, zgodnych z powierzchniami osiowymi utworzonych wcześniej fałdów F1. W związku z tym kwestionuje dotychczasowe korelacje mezostruktur w wymienionych kompleksach litologicznych, w myśl których pierwsza deformacja F1 miała miejsce dopiero po procesie ultrametamorfozy serii strońskiej, z którym związany był proces rozwoju gnejsów gierałtowskich, a następnie gnejsów śnieżnickich. Uważa, że pierwsze struktury deformacyjne w gnejsach śnieżnickich, a szczególnie gierałtowskich, określane dotąd jako F1, nie odpowiadają najstarszym strukturom, czyli (F1), w łupkach serii strońskiej. Dopiero w drugim etapie deformacji (F2) granity śnieżnickie zostały dynamicznie przeobrażone w oczkowe gnejsy śnieżnickie podczas przefałdowania ich z łupkami serii strońskiej w płaszczowinach nasuwanych po dolnym dewonie na podsuwającą się strefę morawsko-śląską, w obrębie której rozpoczęło się wtedy formowanie waryscyjskiej geosynkliny Sudetów Wschodnich. W końcowej fazie rozwoju płaszczowin nastąpiło ich poprzeczne fałdowanie (F3), wywołane wzrastającym niedoborem przestrzeni bocznej i połączone z wypiętrzaniem fałdowanego orogenu młodokaledońskiego. Deformowane serie łupków strońskich i gnejsów śnieżnickich ulegały wtedy w głębszych partiach orogenu silnej rekrystalizacji i selektywnej migmatytyzacji prowadzącej do powstania gnejsów gierałtowskich, w metamorfiku Śnieżnika najsłabiej dynamicznie zaangażowanych. Ponieważ proces ten nie zawsze przebiegał zgodnie z istniejącym planem strukturalnym i związany był ze wzrostem objętości wyjściowego układu, doprowadził do rozwoju wielkopromiennych form brachyantyklinalnych o charakterze embrionalnych kopuł gnejsowych, lokalnie grzybopodobnych, których jądra zajmują strukturalnie najmłodsze skały, czyli gnejsy gierałtowskie. Antyformy te zwartą budową odbiegają znacznie od tektoniki oddzielających je stref o charakterze synform, wypełnionych głównie silnie sfałdowanymi utworami suprakrustalnej serii strońskiej.
The Sienna Synform and the relationship of gneisses to the deformational stages distinguished in the Śnieżnik Metamorphic Massif (Sudetes)
AbstractThe structure and development of the Sienna Syncline, Śnieżnik Massif, have been the subject of much controversy in the regional literature. As an attempt towards solving these and related problems, the present author has performed detailed geological mapping and mesostructural investigation of the eastern synclinal limb, primarily within the zone of contact between the schists of the Stronie Series (Pt3 - Cm2?) and the gneisses of Śnieżnik Element (Kasza 1964). The study has been supported with supplementary observational data from the western synclinal limb, and from the southern protraction of the syncline in the adjacent territory of Czechoslovakia.
As a whole, the present study has allowed to reconstruct the geometry of Sienna Syncline. The syncline, itself internally built of the schists of Stronie Series, appears to be a deep fold feature of western asymmetry. Its internal structure is highly complex, apparently staying in a contrast to the relatively simple lithological/structural pattern of the adjacent gneissic massifs: the anticlinal Śnieżnik Element to the east and the anticlinal Międzygórze Element to the west, respectively. These latter two anticlinal features are built of augen gneisses (= the Śnieżnik gneisses) in their outer parts, and of migmatitic gneisses (= the Gierałtów gneisses) in the axial zones. The boundaries between the Śnieżnik gneisses and the schists of Stronie Series are intrusive in character, sharply cutting various lithological horizons. On the other hand, the contacts between the Śnieżnik gneisses and the Gierałtów gneisses are virtually gradational, comprising wide zones of mixed and/or transitional-type gneisses. Towards the east, beyond the present study area, there is observed an extensive front of accompanying migmatization as superimposed upon the schists of the Stronie Series; these latter rocks have been overfolded here with the Śnieżnik gneisses, which themselves are wedging out in the abovesaid direction.
It is assumed by the present author that the parent magma of the Śnieżnik porphyraceous granites had intruded within the schists of the Stronie Series at the Middle/Late Cambrian transition (i.e., in the Sardinian phase), with the intrusion following the foliation planes paralleling the axial planes of the pre-existing folds, F1. In consequence, an objection is raised here as to the previous regional correlations of mesostructures in the aforesaid rock complexes; according to these previous interpretations, the earliest deformation (F1) in the region was thought to have taken place after the main process of ultrametamorphosis of the Stronie Series and the related process of the development of gneisses. It is instead inferred by the present author that the earliest deformational structures (i.e., the F1 structures of the previous authors) within the Śnieżnik gneisses, and especially within the Gierałtów gneisses, do not correspond to the earliest deformational structures (F1) recognized in the schists of Stronie Series. It is thought here that the Śnieżnik granites were dynamically transformed into the (Śnieżnik) augen-gneisses at a second (F2) deformational stage, presumably through overfolding of the primary granites and Stronie schists within the fold nappes which had been shoved, in a post-Early Devonian time, over the Moravian-Silesian Zone that was just undergoing an initial stage of the formation of the Variscan geosyncline of Eastern Sudetes. At a final stage of their development, the nappes underwent transverse folding (F3) due to a general deficiency of lateral space; the transverse folding is thought to have been associated with a general uplifting of the Young-Caledonian orogen that was undergoing regional folding. The series of the Stronie schists and Śnieżnik gneisses, when being actively deformed (F2 + F3), underwent strong recrystallization and selective migmatitization within the deeper portions of the orogen, thus resulting in the Gierałtów gneisses (which themselves display a relatively weakest dynamical engagement within the Śnieżnik Metamorphic Massif). Since the abovesaid process did not always follow the pre-existing structural plan of the region and was itself accompanied by a general increase of the system initial volume, it led to the development of large-radius brachyanticlinal features displaying the character of embryonic, locally mushroom-shaped gneisses domes. These dome-like features (antiforms) differ, by their coherent internal structure from the tectonics of the inter-dome synclinorial zones (synforms).