Startuj z nami!

www.szkolnictwo.pl

praca, nauka, rozrywka....

mapa polskich szkół
Nauka Nauka
Uczelnie Uczelnie
Mój profil / Znajomi Mój profil/Znajomi
Poczta Poczta/Dokumenty
Przewodnik Przewodnik
Nauka Konkurs
uczelnie

zamów reklamę
zobacz szczegóły
uczelnie
PrezentacjaForumPrezentacja nieoficjalnaZmiana prezentacji
Geologia wschodnich Karkonoszy

Od 01.01.2015 odwiedzono tę wizytówkę 1648 razy.
Chcesz zwiększyć zainteresowanie Twoją jednostką?
Zadzwoń do Nas!* - tel. 606-...-... ->>>
* szkolnictwo.pl - najpopularniejszy informator edukacyjny - 1,5 mln użytkowników miesięcznie



Platforma Edukacyjna - gotowe opracowania lekcji oraz testów.



 

 Tamara Matulko(1) & Pawel Aleksandrowski(2)

(1)Gimnazjum nr 20 we Wrocławiu, Pautscha 9, 51-637 Wrocław
(2)Uniwersytet Wrocławski, Instytut Nauk Geologicznych
Cybulskiego 30, 50-205 Wrocław



Cenne są wszelkie okazje do popularyzacji i pobudzenia zainteresowań podstawami nauk o Ziemi w możliwie szerokich kręgach naszego społeczeństwa. Znajomość tych podstaw powinna bowiem stanowić istotny element społecznej świadomości ekologicznej i filozoficzno-światopoglądowej (nauki te umożliwiają przecież np. zrozumienie złożoności uwarunkowań rozwoju świata organicznego, w tym człowieka), jest daleko niewystarczająca. W choćby bardzo niewielkim stopniu realizacji tego celu ma służyć niniejsza publikacja, przybliżająca – nie poruszaną praktycznie w wydawnictwach typu przewodnikowego - problematykę geologiczną i geomorfologiczną atrakcyjnych turystycznie okolic Karpacza.

We wschodniej części Karkonoszy, od Śnieżki po Sowią Dolinę, współwystępuje na niewielkim obszarze szereg interesujących obiektów przyrody nieożywionej, ilustrujących wiele podstawowych zjawisk geologicznych i geomorfologicznych. Odsłania się tu na powierzchni fragment wgłębnej partii waryscyjskiego łańcucha górskiego z czasów górnego dewonu i karbonu, w postaci strefy kontaktowej dużego plutonu granitowego ze zmetamorfizowanymi i zdeformowanymi podczas potężnych procesów tektonicznych skałami osłony. Naturalne odsłonięcia skalne pozwalają na zapoznanie się z wieloma odmianami skał metamorficznych i magmowych oraz składających się na nie minerałów. Widoczne w skałach struktury deformacyjne dokumentują znaczne przemieszczenia tektoniczne, które miały tu miejsce – w głębi skorupy ziemskiej - przed trzystu kilkudziesięcioma milionami lat. Oddziaływanie termiczne magmy granitowej na skały osłony doprowadziło do wykształcenia się w nich złóż rud metali oraz ciekawych minerałów szlachetnych i półszlachetnych. Wzajemnie poprzemieszczane na uskokach i występujące na różnych wysokościach fragmenty trzeciorzędowej powierzchni zrównania pozwalają na odtworzenie neotektonicznej (późnotrzeciorzędowo-czwartorzędowej?) aktywności skorupy ziemskiej w rejonie Karkonoszy.

ZARYS GEOLOGII WSCHODNICH KARKONOSZY
Kotlina Jeleniogórska wraz z przyległym do niej od południa pasmem górskim Karkonoszy, pod względem geologicznym wchodzą w skład masywu karkonosko-izerskiego i obejmują waryscyjską intruzję granitu Karkonoszy wieku karbońskiego oraz jej tzw. wschodnią osłonę metamorficzną o wieku skał późnoproterozoiczno-paleozoicznym (prawdopodobnie sięgającym po dewon). Waryscyjska (tj. utworzona podczas orogenezy waryscyjskiej, inaczej – hercynskiej) intruzja granitu Karkonoszy wraz z otaczającymi ją skałami osłony metamorficznej tworzy wydłużony w kierunku SW-NE
pluton o długości ok. 70 km i szerokości 50 km (Rys. 1A). Wschodnią osłonę intruzji stanowi kompleks metamorficzny Rudaw Janowickich przebiegający z południa na północ wąskim pasem, odgraniczającym granit Karkonoszy od karbońsko-permskiego basenu sedymentacyjnego niecki śródsudeckiej. Kompleks ten składa się, jak się dziś uważa, z trzech płaszczowin krystalicznych nasunietych kolejno na siebie w kierunku północno-zachodnim (Mazur 1995; Mazur & Kryza 1996). Od spągu ku stropowi są to kolejno jednostki Kowar, Niedamirowa i Leszczyńca. Powstanie nasunięć płaszczowinowych było efektem kolizji dwóch mikrokontynentów i zamknięcia zbiornika morskiego mającego w podłożu skorupę typu oceanicznego. Sądzisię tak, ponieważ w kompleksie Rudaw Janowickich dwie najwyżej położone płaszczowiny (Niedamirowa i Leszczyńca) zawierają zmetamorfizowane skałym zasadowe o cechach bazaltów grzbietów oceanicznych (MORB) z zapisem tzw. metamorfizmu wysokociśnieniowego (Kryza & Mazur 1995; Kryza i in.. 1995; Winchester i in. 1995; tego typu metamorfizm świadczy o udziale objetych nim skał w strefie subdukcji). Wspomniana kolizja i rozwój budowy płaszczowinowej miały miejsce na przełomie dewonu i karbonu. Dolną granicę wiekową stanowi tu wiek amfiboli sodowych (głównie glaukofanu) z niebieskich łupków południowych Karkonoszy, oznaczony na 380-360 mln lat (Maluski & Patočka 1997) natomiast górną granicę wyznacza początek sedymentacji w basenie śródsudeckim ok. 330 mln lat temu (Turnau i in. 2003). Nasunięcie płaszczowin nastąpiło ku NW na tzw. pasywne obrzeżenie mikrokontynentu Saksoturyngii, obejmujące dzisiejsze masywy karkonosko-izerski i łużycki (Mazur & Aleksandrowski 2001). W kompleksie Rudaw Janowickich skały należące pierwotnie do wspomnianego mikrokontynentu reprezentuje obecnie najniżej położona jednostka Kowar. Należą do niej gnejsy kowarskie, stanowiące tektonicznie zdeformowaną wczesnoordowicką intruzję granitu (tj. granitu starszego niż karkonoski), oraz łupki łyszczykowe będące fragmentem jej osłony. Gnejsy, stanowiące odpowiednik gnejsów izerskich, są datowane izotopowo na około 500 mln lat (Oliver i in. 1993), podczas gdy łupki mają przypuszczalnie wiek górnoproterozoiczny. Te ostatnie zawierają wkładki metabazytów o charakterystyce geochemicznej tzw. bazaltów wewnątrzkontynentalnych (Winchester i in. 1995). Górnoproterozoiczne łupki reprezentują fragmenty starego, późnoproterozoicznego orogenu kadomskiego, obrzeżającego przed ok. 0.5 mld lat megakontynent Rodinię (według innych autorów – późniejszy megakontynent - Pannocję). Fragmenty tego orogenu zwane Awalonią i Armoryką (lub Kadomią) oderwały się od mniej więcej dzisiejszej Afryki pn.wschodniej w najwcześniejszym paleozoiku i po przebyciu oceanu oddzielajacego je od kontynentu Baltiki (dzisiejszej platformy wschodnioeuropejskiej) przyłączyły się do niej podczas paleozoiku, tworząc podłoże dzisiejszej pd.-zachodniej Polski. Jako ciekawostkę można przytoczyć dzisiejsze przypuszczenia, że w czasach istnienia megakontynentu Rodinii, do Baltiki wzdłuż obecnej granicy platformy wschodnioeuropejskiej na obszarze Polski przyrośnięta była dzisiejsza... tarcza amazońska.

Po nasunięciu płaszczowin wschodniokarkonoskich, podczas wizenu (późniejsza epoka wczesnego karbonu) na skalę regionalną rozwinął się w tej części Sudetów tzw. kolaps grawitacyjny, polegający na zsuwaniu się ku ESE pod własnym ciężarem spiętrzonych uprzednio w formie stosu plaszczowinowego mas skalnych (Rys. 1B). Podobne zjawiska obserwuje się współcześnie np. w Himalajach. W metamorfiku Rudaw Janowickich powstała w tym czasie zrzutowo-normalna strefa podatnego ścinania nachylona ku ESE. Na skrzydle podniesionym tej strefy, w kierunku zachodnim, odsłaniają się coraz głębiej położone jednostki tektoniczne, natomiast skrzydło obniżone stanowi podłoże zachodniej części basenu śródsudeckiego (Rys. 1). Podatnemu ścinaniu o zwrocie „strop ku ESE” w skałach metamorficznych, w wyższych partiach skorupy ziemskiej towarzyszył rozwój kruchych uskoków normalnych. Uskoki takie wyznaczyły nieco później zachodnią granicę tego basenu i kontrolowały obniżanie się jego podłoża. Tę tzw. subsydencję dna basenu śródsudeckiego podczas wizenu zarejestrowała sekwencja gruboklastycznych osadów lądowych o miąższości ok. 4 km. Tworzą ją osady dużych stożków aluwialnych powstałych wzdłuż krawędzi morfologicznych ram basenu (Teisseyre 1975).

Równocześnie z powstaniem i szybką subsydencją basenu śródsudeckiego, nastąpiło umiejscowienie granitu Karkonoszy po zachodniej stronie kompleksu Rudaw Janowickich. Granit intrudował prawdopodbnie w kilku etapach w czasie od około 330 do 310 mln lat temu (Duthou i in. 1991, Marheine i in. 2002), w epoce wizeńskiej i namurskiej, w skały najniżej położonej płaszczowiny (jednostki Kowar), odsłonięte dzisiaj na podniesionym (zachodnim) skrzydle wspomnianej podatnej strefy ścinania. Badania anizotropii podatności magnetycznej w granicie Karakonoszy (AMS) wykazały, że lineacja magnetyczna w granicie jest równoległa do lineacji mineralnej powstałej podczas ekstensyjnego kolapsu w skałach jego osłony (Diot i in. 1995). Orientacja lineacji magnetycznej wskazuje na związek umiejscowienia granitu z regionalnym rozciąganiem o kierunku WNW-ESE.

SCHEMAT WYCIECZKI GEOLOGICZNEJ W REJONIE KARPACZA (ŚNIEŻKA – CZARNY GRZBIET - SOWIA DOLINA – KRUCZE SKAŁY)
Na wschodnim odcinku pasma Karkonoszy, od Śnieżki po Przełęcz Okraj, odsłaniają się skały metamorficzne stanowiące wschodnią osłonę intruzji granitu Karkonoszy. Ze względu na silne rozcięcie erozyjne obszar ten stwarza możliwość trójwymiarowej obserwacji aureoli kontaktowej intruzji.

Odcinek 1.
Wycieczka rozpoczyna się na górnej stacji wyciągu krzesełkowego z Karpacza na Kopę, skąd maszerujemy czarnym szlakiem do podnóża Śnieżki (1602 m npm.). Poruszamy się po rozległej Równi pod Śnieżką (ok. 1380-1400 m npm.), stanowiącej fragment przedgórnomioceńskiej powierzchni zrównania, która jeszcze przed ok. 15 mln lat najprawdopodobniej leżała na tym samym poziomie hipsometrycznym, co dno dzisiejszej Kotliny Jeleniogórskiej, stanowiące odpowiednik tej powierzchni. Nad tę ówczesną peneplenę wznosiły się tylko niewysokie wzgórza, z rzadka tylko ostrzejsze w swych kształtach wskutek szczególnie dużej twardości budujacych je skał, jak Śnieżka, czy Kozi Grzbiet. W wyniku młodych tektonicznych ruchów pionowych, które wypiętrzyły całe Sudety w późnym miocenie i pliocenie względem swego przedpola, w obrębie masywu karkonosko-izerskiego doszło do rozczłonkowania opisanej powierzchni zrównania i wydźwignięcia głównego grzbietu Karkonoszy w stosunku do dna Kotliny Jeleniogórskiej o ok. 1000 m, wzdłuż dwóch głównych uskoków obramowujących wzniesienia Pogórza Karkonoskiego.

Wzdłuż szlaku, w dość licznych odsłonięciach skalnych obserwujemy wykształcenie granitu karkonoskiego, występujacego tu w odmianie zwanej granitem porfirowatym, tj. takim, w którym niektóre ziarna niektórych minerałów osiągają znacznie większe rozmiary od ziarn minerałów pozostałych. W granicie tym porfirokryształy długie do 4-5, rzadziej 10 cm, tworzy bladoróżowy skaleń potasowy w otoczkach kwaśnego plagioklazu (skalenia sodowo-wapniowego). Występują one w równoziarnistym tle skalnym, złożonym ze skalenia potasowego, plagioklazu, kwarcu i biotytu; rzadziej hornblendy. W granitach tych pospolite są smugi ciemnych minerałów (głównie biotytu) zwane szlirami.

Na Równi pod Śnieżką podczas plejstocenu występowała czapa lodowa, natomiast we wcinajacych się w nią dolinach rozwinęły się lodowce dolinne, o występowaniu których świadczą dziś m.in. U-kształte profile górnej części doliny Łomniczki i doliny Obři Dul oraz cyrki polodowcowe Wielkiego i Małego Stawu oraz Upskiej Jamy wraz z innymi typowymi elementami rzeźby polodowcowej. Na płaskiej Równi pod Śnieżką rozwinęły się w holocenie torfowiska wysokie z unikalną, endemiczną florą, z licznymi analogiami do flory obszarów polarnych i subpolarnych. W pokrywającym znaczne obszary Równi rumowisku skalnym wystepują typowe dla klimatów peryglacjalnych tzw. gleby strukturalne – koliste lub wielokątne w kształcie układy bloczków rumoszowych, powodowane przez liczne cykle zamarzania i odmarzania gruntu.

Odcinek 2.
Zdobywamy szczyt Śnieżki (1602 m npm.), najwyższego wzniesienia Śląska i Czech, podążając w górę szlakiem czerwonym, granią zachodnią. Na stokach Śnieżki obserwuje się intruzywny kontakt granitów ze skałami osłony metamorficznej. W bezpośredniej bliskości granitu występują hornfelsy, wykształcone z łupkow łyszczykowych wskutek efektu termicznego związanego z oddziaływaniem magmy. Są to ciemne skały, w których rekrystalizacja kwarcu zatarła częściowo oddzielność łupkową. Występują w nich minerały spotykane zwykle w aureolach kontaktowych, krystalizujace w wysokiej temperaturze i przy niskim ciśnieniu. Należy do nich andaluzyt, a także kordieryt zmieniony niemal całkowicie w pinit - łuseczkowe agregaty o mieszanym składzie mineralnym. Minerały kontaktowe tworzą ciemne owalne skupienia o wielkości do około 2 cm widoczne niekiedy makroskopowo na powierzchniach foliacji. Ich położenie w strukturze skały dowodzi, że główna faza metamorfizmu kontaktowego nastąpiła już po zakończeniu deformacji. Skład minerałów sugeruje, iż intruzja granitu Karkonoszy nastąpiła na głębokości rzędu 8-10 km. Intrudująca magma podgrzała skały osłony do temperatury przekraczającej 600 oC. Ze strefą kontaktową intruzji granitowej i osłony lokalnie związana jest mineralizacja rudna (siarczkowa), będąca obiektem średniowiecznych i późniejszych prac górniczych.

Odcinek 3.
Ze szczytu Śnieżki zdążamy szlakiem niebieskim ku wschodowi, podążając Czarnym Grzbietem w stronę Sowiej Przełęczy (1164 m npm). Spłaszczenie grzbietowe Czarnego Grzbietu jest przedłużeniem przergórnomioceńskiej powierzchni zrównania znanej nam z Równi po Śnieżką. Tu również występują dobrze wykształcone gleby strukturalne.

Ku wschodowi, w stronę Sowiej Doliny, wpływ granitu na skały osłony jest coraz mniej zauważalny. W występujących tam łupkach łyszczykowych brak makroskopowo widocznych minerałów metamorfizmu kontaktowego. Łupki te posiadają natomiast wyraźną oddzielność i dobrze wykształcone struktury deformacyjne. Należy do nich foliacja i dwie wzajemnie skośne do siebie lineacje. Jedna z nich stanowi lineację mineralną z rozciągania, podczas gdy druga jest lineacją intersekcyjną z przecięcia foliacji z kliważem krenulacyjnym. Kliważ jest młodszy od głównej foliacji łupków i rozwinął się równolegle do powierzchni osiowych fałdów o osiach WNW-ESE. Niektóre z tych fałdów o amplitudzie rzędu kilkudziesięciu centymetrów można obserwować bezpośrednio w odsłonięciach. Wszystkie struktury deformacyjne zachowane w łupkach łyszczykowych Sowiej Doliny i Kowarskiego Grzbietu powstały w trakcie ekstensyjnego kolapsu orogenu. Wskaźniki kinematyczne dokumentują w nich zwrot podatnego ścinania "strop-ku-ESE".

W rejonie Sowiej Przełęczy wystepuje obniżony tektonicznie o ponad 200 m w stosunku do spłaszczenia Czarnego Grzbietu i o ok. 100 m w stosunku do powierzchni Grzbietu Kowarskiego fragment przedgórnomioceńskiej powierzchni zrównania. Jest on tu zrzucony na dwóch młodych uskokach wycinających trójkątną w zarysie górną partię Sowiej Doliny. Są to efekty młodotrzeciorzędowych blokowych przemieszczeń tektonicznych, rozczłonkowujących powierzchnię zrównania Głównego Grzbietu Karkonoszy. Powierzchnia szczytowa Czarnego Grzbietu, okolic Sowiej Przełęczy oraz Grzbietu Kowarskiego, do późnego trzeciorzędu stanowiły jedną płaszczyznę, póki młodoalpejskie ruchy wypiętrzające nie rozbiły jej na poszczególne, w różnym stopniu wyniesione bloki (Aleksandrowski 1976).

Odcinek 4.
Z Przełęczy Sowiej schodzimy w dół czarnym szlakiem przez Sowią Dolinę, w okolicy wzgórza Buława (877 m npm), mijając występujące na zachodnim stoku doliny stare sztolnie kopalni ołowiu i srebra. W tym rejonie wkraczamy z powrotem w strefę hornfelsów – skał łupkowych silnie zmienionych termicznie na kontakcie z granitem Karkonoszy.

Postdeformacyjny andaluzyt obecny w hornfelsach dowodzi, że intruzja granitu nastąpiła już po zakończeniu kolapsu garwitacyjnego orogenu. Interpretacja ta pozostaje w zgodzie z faktem braku penetratywnie wykształconych deformacyjnych struktur tektonicznych w granicie Karkonoszy. Jednocześnie w łupkach łyszczykowych występują minerały związane z regionalnym metamorfizmem tych skał poprzedzajacym intruzję. Najbardziej charakterystycznym jest wśród nich granat, nierzadko widoczny jako izometryczne ziarna o średnicy kilku milimetrów. Zonalność składu chemicznego granatu, a także składu chemicznego jasnego łyszczyku wskazuje na szybki wzrost temperatury pod koniec deformacji ekstensyjnej (Kryza & Mazur, 1995). Można zatem stwierdzić, że intrudujący granit zaznaczył swą obecność jeszcze przed całkowitym zakończeniem kolapsu orogenu. Jego umiejscowienie było przypuszczalnie ściśle związane z tym procesem i nastąpiło bezpośrednio po jego zakończeniu. Potwierdza to obecność w granicie lineacji magnetycznej (Diot & Mierzejewski, 1994; Diot et al., 1995) równoległej do lineacji skał metamorficznych.

Odcinek 5.
Poniżej wgórza Buława, tuż przed pierwszymi zabudowaniami Karpacza - Wilczej Poręby dochodzimy do grupy skalnej Krucze Skały (617 m npm.), odsłaniającej granitognejsy o ordowickim (ok. 500 mln lat) wieku protolitu granitowego. Są to skały analogiczne, do tych, które budują masyw Gór Izerskich po drugiej stronie plutonu granitowego Karkonoszy.

Granitognejsy i gnejsy wchodzące w skład osłony metamorficznej granitu były bardziej odporne na termiczne oddziaływanie intruzji niż łupki łyszczykowe. Brak w nich śladów pozostawionych przez metamorfizm wysokotemperaturowy poza wąską strefą przebiegającą bezpośrednio wzdłuż kontaktu z intruzją. Wpływ granitu na gnejsy jest dobrze widoczny w odsłonięciu Krucze Skały. Pakiety gnejsów są tam pocięte przez liczne żyły aplitów związane z sąsiadującą intruzją. Jednocześnie gnejsy zostały częściowo "rozpuszczone" w intrudującej magmie granitu karkonoskiego. Mniejsza podatność gnejsów na deformację sprawiła, że struktury deformacyjne powstałe w trakcie kolapsu grawitacyjnego nie zatarły w nich całkowicie starszych struktur z okresu tworzenia nasunięć. W podobnych do występujących w Kruczych Skałach gnejsach z odsłoniecia Uroczysko w Kowarach Górnych można obserwować superpozycję struktur deformacyjnych. Starsza lineacja jest tam wykształcona jako lineacja mineralna skalenia. Wskaźniki kinematyczne dokumentują zwrot ścinania "strop-ku-WNW" zgodny z kierunkiem transportu tektonicznego płaszczowin. Młodsza lineacja związana z kolapsem ekstensyjnym ku ESE wykształcona jest w postaci lineacji mineralnej jasnego łyszczyku oraz zmarszczkowania. Jest ona skośna do starszej lineacji skalenia pod kątem rzędu 20-30o. Fałdy powstałe przypuszczalnie w okresie nasuwania płaszczowin są zachowane w Sowiej Dolinie. Można je zauważyć w obrazie intersekcyjnym mapy geologicznej, gdzie wyznaczone są przebiegiem cienkich horyzontów laminowanych gnejsów kowarskich przeławiconych z łupkami (Aleksandrowski, 1976).

W Kruczych Skałach występują pieczary stanowiace pozostałości po dawnej eksploatacji gniazd pegmatytowych, które zawierały kryształy górskie, turmaliny, a nawet korundy i szafiry o znaczeniu jubilerskim. Okolice Karpacza dostarczały cennych minerałów i kruszców od wczesnego średniowiecza, aż po wiek XIX.

ZAKOŃCZENIE
Przedstawiony powyżej w wielkim skrócie zarys fascynujacej, ale niełatwej do prostego i krótkiego ujęcia problematyki geologicznej Karkonoszy, daje wyobrażenie o szerokości zwiazanych z nią zagadnień i może stanowić punkt wyjścia do zaznajomienia się czytelnika się z wybranymi pozycjami literatury fachowej, do wizyty w najbliższym muzeum geologicznym i mineralogicznym oraz do spojrzenia „innymi oczami” na otaczający świat skalny podczas wycieczki w Karkonosze. Aby uzyskać bliższe objaśnienia dotyczace różnych szczegółów zasygnalizowanych w rozdziale o budowie geologicznej oraz aby ewentualnie uzgodnić detaliczny scenariusz popularnonaukowej wycieczki dla uczniów gimnazjum/liceum, najlepiej zwrócić się do fachowego personelu ośrodków prowadzących badania naukowe na opisywanym obszarze (jak np. jednostki geologiczne na uniwersytetach i w Polskiej Akademii Nauk, jednostki Państwowego Instytutu Geologicznego). Może to okazać się naprawdę ciekawe!

Cytowana literatura
ALEKSANDROWSKI P. (1976): Zdjęcie geologiczne głównego grzbietu Karkonoszy pomiędzy Śnieżką i Skalnym Stołem. Praca magisterska, Inst. Nauk. Geol. Uniw. Wrocl.
DIOT H., MIERZEJEWSKI M. P. (1994): The magnetic fabric in the Karkonosze granite. Int. Conf. Igneous activity and metamorphic evolution of the Sudets area, Wroc3aw, Abstracts, 36-39.
DIOT H., MAZUR S., PIN CH. (1995): Karkonosze batolith (NE Bohemian Massif): The evidence for pluton emplacement during transtensional-extensional collapse. Journal of Czech Geological Society, 40 (3), 62.
DUTHOU J. L., COUTURIE J. P., MIERZEJEWSKI M. P., PIN C. (1991): Oznaczenia wieku granitu Karkonoszy metodą izochronową, rubidowo-strontową, na podstawie całych próbek skalnych. Przeg. Geol., 2, 75-79.
KRYZA R., MAZUR S. (1995): Contrasting metamorphic paths in the eastern margin of the Karkonosze-Izera Block, SW Poland. N. Jb. Miner. Abh., 169 (2), 157-192.
KRYZA, R., MAZUR, S., PIN, C. (1995): Leszczyniec Meta-igneous Complex in the eastern part of the Karkonosze-Izera Block:trace element and Nd isotope study. N. Jb. Miner. Abh., 170 (1), 59-74.
MALUSKI H. & PATOČKA F. 1997. Geochemistry and 40Ar-39Ar geochronology of the mafic metavolcanic rocks from the Rýchory Mountains complex (west Sudetes, Bohemian Massif): paleotectonic significance. Geological Magazine 134, 703-716.
MARHEINE, D., KACHLÍK, V., MALUSKI, H., PATOEKA, F. & —ELA?NIEWICZ, A. 2002. The 40Ar/39Ar ages from the West Sudetes (NE Bohemian Massif): constraints on the Variscan polyphase tectonothermal development. W: Winchester, J., Pharaoh, T. & Verniers J. (red), Palaeozoic Amalgamation of Central Europe, Geol. Soc., London, Spec. Publ., 201, pp. 133-155.
MAZUR S. (1995): Strukturalna i metamorficzna ewolucja wschodniej okrywy granitu Karkonoszy w południowej części Rudaw Janowickich i grzbiecie Lasockim. Geol. Sudetica, 29 (1), 19-91.
MAZUR S. & ALEKSANDROWSKI P. 2001. The Tepla(?)/Saxothuringian suture in the Karkonosze-Izera massif, Western Sudetes, Central European Variscides. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 90, 341-360.
MAZUR S., KRYZA R. (1996): Superimposed compressional and extensional tectonics in the Karkonosze-Izera Block, NE Bohemian Massif. Basement Tectonics 11 - eds O. Oncken and C. Janssen, 51-66. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht.
OLIVER G. J. H., CORFU F., KROGH T. E. (1993): U-Pb ages from SW Poland: evidence for a Caledonian suture zone between Baltica and Gondwana. Jour. of London Geol. Society, 150, 355-369.
TEISSEYRE A. K. (1975): Sedimentology and paleogeography of the Culm deposits in the Intra-Sudetic Basin. Geol. Sudetica, 9 (2), 1-135.
TURNAU, E., —ELA?NIEWICZ, A. & FRANKE, W., 2003. Mid-early late Viséan onset of late orogenic sedimentation in the Intra-Sudetic Basin, West Sudetes: a miospore evidence.
Geol. Sudetica, w druku.
WINCHESTER J. A., FLOYD P. A., CHOCYK M., HORBOWY K., KOZDRÓJ W. (1995): Geochemistry and tectonic environment of Ordovician meta-igneous rocks in the Rudawy Janowickie Complex, SW Poland. Jour. of London Geol. Society, 152, 105-115.

Umieść poniższy link na swojej stronie aby wzmocnić promocję tej jednostki oraz jej pozycjonowanie w wyszukiwarkach internetowych:

X


Zarejestruj się lub zaloguj,
aby mieć pełny dostęp
do serwisu edukacyjnego.




www.szkolnictwo.pl

e-mail: zmiany@szkolnictwo.pl
- największy w Polsce katalog szkół
- ponad 1 mln użytkowników miesięcznie




Nauczycielu! Bezpłatne, interaktywne lekcje i testy oraz prezentacje w PowerPoint`cie --> www.szkolnictwo.pl (w zakładce "Nauka").

Zaloguj się aby mieć dostęp do platformy edukacyjnej




Zachodniopomorskie Pomorskie Warmińsko-Mazurskie Podlaskie Mazowieckie Lubelskie Kujawsko-Pomorskie Wielkopolskie Lubuskie Łódzkie Świętokrzyskie Podkarpackie Małopolskie Śląskie Opolskie Dolnośląskie