2006a Wojewoda - jw.ing.uni.wroc.pl

ZAPADLISKO KUDOWY PO 200 LATACH BADAŃ
JURAND WOJEWODA
Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocławski
ul. Cybulskiego 30, 50-205 Wrocław
e-mail: [email protected]
(referat wygłoszony w dniu 03.03.2005)
Wstęp
Opisywany obszar stanowi brzeżny fragment śródgórskiej kotliny, dla
której w literaturze polskiej przyjęła się zwyczajowa nazwa „obniżenie Kudowy”
(Klimaszewski 1948). Nazwę tę zaadoptował w odniesieniu do leżącego w Polsce
fragmentu depresji tektonicznej Gierwielaniec (1957, 1965), a po nim kolejni
badacze regionu (np. Żelaźniewicz 1977a, b; Cymerman 1996, 2004 i inni). Warto wspomnieć, że nazwa ta została wyprowadzona z niemieckiego określenia
„scholle”, które w odniesieniu do regionalnych struktur tektonicznych odpowiada
obniżonemu blokowi, czyli fragmentowi litosfery ograniczonemu stromymi powierzchniami uskokowymi. W takim też znaczeniu nazwę tę (Kreidescholle von
Cudowa) w odniesieniu do obniżonego tektonicznie obszaru w kształcie rombu,
wypełnionego utworami kredy i osi wyznaczonej przez miejscowości Hronov
i Lewin Kłodzki odpowiednio na NW i SE, po raz pierwszy zastosował Michael
(1893), a po nim następni geolodzy niemieccy (m.in. Flegel 1904a, b; Rode
1934).
W rzeczywistości, tektoniczna depresja Kudowy stanowi wschodni
fragment większej struktury tektonicznej – zapadliska Kudowy (zapadlisko sensu Jaroszewski i inni, 1985, str. 298-299). Zapadlisko Kudowy natomiast stanowi
fragment regionalnej jednostki basenowej – basenu Nachodu, którą wypełniają
osady o wieku od permu po neogen. Basen Nachodu ma kształt rombu, którego
naroża wyznaczają miejscowości: Červeny Kostelec, Žďarky, Lewin Kłodzki oraz
Nachod (Ryc. 1).
Schemat litostratygraficzny oraz pozycja paleogeograficzna lokują basen Nachodu w obrębie tzw. południowosudeckiego ciągu basenowego (SSBS),
który rozpoczyna się rowem Górnej Nysy Kłodzkiej na wschodzie i poprzez baseny Nachodu i Trutnova, ciągnie się aż po basen Mnichovo-Hradište u podnóża
masywu Karkonoszy na zachodzie (por. Holub 1976; August i Wojewoda 2005;
Wojewoda 2007a, b) (Ryc. 2).
6
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
Ryc. 1. Schematyczna mapa basenu Nachodu.
Objaśnienia: 1 - nierozdzielne osady neogenu; 2 - górna kreda (cenoman-turon); 3 - osady
czerwonego spągowca (sakson); 4 - osady czerwonego spągowca (turyng); 5 - uskoki
pewne; 6 - uskoki przypuszczalne; 7 - strefa uskokowa Pořiči-Hronov.
Litologia i wiek skał
Skały, które budują podłoże oraz otoczenie zapadliska Kudowy to skały
metamorficzne zaliczane do tzw. kompleksu orlickiego (w przewadze łupki
łyszczykowe, fyllity i amfibolity) oraz granitoidy zaliczane do tzw. masywu Kudowa-Olešnice. Wyżej wymienione skały często są zwietrzałe, a zwietrzeliny
tworzą lokalne pokrywy - regolity. Skały, które wypełniają zapadlisko to utwory
permskie, kredowe oraz neogeńskie, w tym współczesne aluwia (por. m. in. Michael 1893; Dziedzic 1957; Gierwielaniec 1965; Gierwielaniec i TurnauMorawska 1961; Holub 1976 oraz Vejlupek 1990).
Skały metamorficzne kompleksu orlickiego
Wśród skał metamorficznych na obszarze zapadliska Kudowy przeważają ilościowo amfibolity, łupki łyszczykowe i amfibolowe zaliczane do tzw.
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
7
formacji strońskiej oraz fyllity serycytowe i łupki amfibolowe zaliczane do tzw.
formacji z Nového Mĕsta. Opisy petrograficzne oraz zasięgi wychodni rożnych
odmian skalnych były tematem opracowań m.in. Petrascheck’a (1909) oraz Żelaźniewicza (1977 a i b). Ten ostatni autor ustalił ponadto następstwo deformacji
w/w utworów. Według niego skały były deformowane w sześciu etapach, z czego
dwa pierwsze dotyczyły wyjściowych serii osadowych. Ostatnie wyniki datowań
metodą Rb/Sr Bachlińskiego (2002) - 494 ± 19 Ma (fyllity z osłony) oraz 588
± 25 Ma (łupki łyszczykowe i amfibolity z osłony) lokują wiekowo te utwory
w długim okresie od późnego kambru po wczesny sylur (por. Ryc. 3).
Ryc. 2. Schemat strukturalny Sudetów Środkowych
(podkład DEM SRTM 90 m x 90 m).
Białym kolorem zaznaczone są saksońsko-neogeńskie zapadliska tektoniczne o cechach
odrębnych śródgórskich basenów sedymentacyjnych, które tworzą południowosudecki
ciąg basenowy (SSBS). Białymi konturami zaznaczone są najważniejsze masywy krystaliczne Sudetów.
Granitoidy masywu Kudowa-Olešnice
Granitoidy tego masywu tradycyjnie są wyróżniane w literaturze jako
tzw. granit z Kudowy (NE obrzeżenie zapadliska) oraz tzw. granit z Čermnej
(SW obrzeżenie zapadliska, od: Česka Čermna (Čerma Granit wg Petrascheck
8
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
1909, 1933); por. Gierwielaniec 1957, 1965; Żelaźniewicz 1977a, b). Petrografię
granitu z Kudowy opisał m.in. Żelaźniewicz (1977a, b), który wskazał na obecność kilku generacji skaleni i biotytu, powstałych w różnych etapach magmowego
i pomagmowego rozwoju intruzji. Autor ten podkreślił silną kataklazę (protoklazę) granitu powstałą na etapie jego stygnięcia oraz związaną z tym procesem powszechną obecność agregatów łyszczykowo–skaleniowo-kwarcowych.
Ryc. 3. Następstwo czasowe najważniejszych wydarzeń na obszarze
zapadliska Kudowy zapisane w dotychczas rozpoznanych skałach,
zjawiskach egzogenicznych i powierzchniach strukturalnych.
Objaśnienia: (pn) - ważniejsze powierzchnie niezgodności; (w) - okresy intensywnego
wietrzenia chemicznego i rozwoju regolitów.
Najstarsze opublikowane oznaczenia radiometryczne dotyczące bezpośrednio granitu z Kudowy są następujące: 301-312 Ma metodą Rb/Sr na biotycie
(Borucki 1966) oraz 307-328 Ma metodą K/Ar również na biotycie (Przewłocki
i in. 1962). W Czechach wykonane zostały datowania gabrodiorytu i granodiorytu
z Nového Hrádka uważanych za odpowiedniki granitu z Kudowy (Domečka
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
9
i Opletal 1974): 318-352 Ma, 327-361 Ma i 342-378 Ma (granodioryt) metodą
K/Ar na amfibolu i biotycie. Ostatnie wyniki datowań metodą Rb/Sr Bachlińskiego (2002) dają wiek granitu z Kudowy - 331 ± 11 Ma. Oznaczenia te lokują intruzję we wczesnym karbonie, najprawdopodobniej w wizenie.
Regolity
Skały krystaliczne, a zwłaszcza granitoidy, które występują na powierzchni w otoczeniu zapadliska Kudowy są z reguły silnie zwietrzałe. Dotyczy
to zwłaszcza takich miejsc, gdzie na granicie zalegają utwory osadowe permu lub
kredy. Zdaniem Augusta i Wojewody (2005) skataklazowany i zmieniony hydrotermalnie granit był materiałem wyjściowym dla powstania zwietrzelin, w tym
pokryw zwietrzelinowych typu regolitu. Największe wychodnie silnie zwietrzałego granitu występują w okolicach Brzozowia i w Kudowie Górnej, jak również
w pasie od Pstrążnej na północnym zachodzie, poprzez okolice Czermnej do obszaru na wschód od Jerzykowic Wielkich (August i Wojewoda 2005).
Rekonstrukcja warunków, w jakich powstawały zwietrzeliny nie może
być jednoznaczna. Można jednak z dużym prawdopodobieństwem uznać, że mogły one powstać w klimacie umiarkowanym i niezbyt wilgotnym, w krajobrazie
o ubogiej roślinności. Takie warunki mogły panować w późnym karbonie, a konkretnie w okresie przed ca. 313 Ma (westfal B i C, patrz dyskusja August i Wojewoda 2005), co jednak nie wyklucza możliwości późniejszego reaktywowania
procesów wietrzeniowych, np. w triasie, jurze, wczesnej kredzie, czy nawet
w trzeciorzędzie (por. m. in. Mroczkowski 1977; Migoń i Lidmar-Bergström
2001, 2002).
Perm
Osady permu na obszarze zapadliska Kudowy, przez porównanie do obszaru niecki śródsudeckiej, zaliczane są do górnej części czerwonego spągowca saksonu (por. Petrascheck 1933; Dziedzic 1957, 1961; Gierwielaniec 1965). Holub zaliczył osady permu na obszarze basenu Nachodu (basen Trutnov-Nachod
sensu Holub 1976) do formacji z Trutnova (sakson). Ich cechy teksturalne
i strukturalne, a przede wszystkim obecność wyraźnych poziomów wzbogaconych w węglan wapnia (kopalne gleby typu kalicze), pozwalają te osady skorelować z najwyższym ogniwem dolnego permu rozpoznanym w okolicach Radkowa
(niecka śródsudecka), tzn. ze zlepieńcem z Wambierzyc (por. Śliwiński 1984).
Najwyższą część osadów permskich stanowi tzw. formacja z Bohuslavic (por.
Holub 1976; Vejlupek 1990). Osady tej formacji są zaliczane do turyngu i występują wyłącznie w zachodnim obrzeżeniu zapadliska Kudowy, tworząc wąski pas
wychodni na zachód od linii Nachod-Hronov (por. Vejlupek 1990). O wieku osadów permskich w zapadlisku Kudowy można jedynie powiedzieć, że nie są star-
10
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
sze niż ok. 270 Ma i młodsze niż ok. 260 Ma. Miąższość osadów permu na obszarze zapadliska Kudowy nie przekracza 200 m.
Kreda
Kreda na obszarze zapadliska Kudowy wypełnia depresję tektoniczną
oraz występuje w postaci płatów w jej obrzeżeniu (por. Ryc. 1). Wiek najstarszych utworów kredowych do dzisiaj nie jest jednoznacznie udokumentowany.
Początkowo zaliczane do środkowego cenomanu (Michael 1893; Gierwielaniec
1965), zlepieniec i piaskowiec wapnisty z Kudowy, zlepieniec muszlowy oraz
piaskowiec krzemionkowo-wapnisty z Jakubowic, jak się okazuje mają niewielki
zasięg i obocznie przechodzą w piaskowce glaukonitowe z Actinocamax Plenus
(górny cenoman), a ku górze w piaskowce i mułowce z I. labiatus (dolny turon).
Główną masę osadów kredy na obszarze zapadliska Kudowy stanowią mułowce
wapniste środkowego turonu (I. lamarcki), których miąższość w najgłębszej części depresji wynosi prawie 500 (!) m. Ogólnie można z dużym prawdopodobieństwem przyjąć, że osady kredy na obszarze zapadliska Kudowy nie są starsze niż
ok. 98 Ma.
Neogen
Utwory neogeńskie na obszarze zapadliska Kudowy to przede wszystkim rozległe pokrywy żwirowe między Czermną a Jeleniowem oraz na południe
od Hronova, jak również w okolicach Žernova i na zachód od Noveho Města (por.
Ryc. 1). Osady te wiąże się czasowo z okresami zlodowaceń w czwartorzędzie
(por. Vejlupek 1990). Ponadto, do neogenu (miocen-pliocen?) zalicza się pojedyncze i izolowane wystąpienia żwirów oraz glin na południe od Noveho Hrádka
(por. Sekyra 1990).
Schematy paleogeograficzne i strukturalne
basenu Nachodu w permie i neogenie
Schematy paleogeograficzne basenu Nachodu wskazują jednoznacznie,
że zarówno pod względem obszarów (centrów) depozycji, kierunków paleotransportu i zmian facjalnych jedynie osady permskie i neogeńskie nawiązują do ram
strukturalnych basenu (Ryc. 4, 5). Ramy te, konsekwentnie przez cały czas istnienia basenu, wyznaczają dwie ważne strefy uskokowe. Pierwsza ogranicza basen
Nachodu od północy i pokrywa się z dobrze udokumentowaną strefą uskokową
Pořiči-Hronov (P-HFZ). Jej naturalne przedłużenie w kierunku wschodnim stanowią między innymi uskok Ždarky-Jakubowice (por. Wojewoda 2006a, c)
i strefa uskokowa Szczytnika (SZFZ) (Ryc. 5). Druga ogranicza basen Nachodu
od południa i jak na razie ma raczej umowny charakter, gdyż składa się z wielu
mniejszych udokumentowanych lub przypuszczalnych dyslokacji. Jest to strefa,
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
11
której zasięg wyznaczają miejscowości: Česka Skalice (na zachodzie), Novy Hrádek i Přibyslav oraz Spalona w Górach Orlickich (na wschodzie). To jednocześnie strefa, która wyznacza południowy zasięg występowania utworów permu
w tym regionie (Ryc. 4). Warto podkreślić, że przedłużenie tej strefy w kierunku
zachodnim jest znacznie lepiej udokumentowane, zwłaszcza, że wyznacza ona
tam granicę strukturalną między basenem Trutnova a basenem MnichovoHradište (por. Ryc. 2) (patrz również Holub i Tásler, 1974, mapa V). Granicę
wschodnią zapadliska Kudowy wyznacza wschodni uskok brzeżny zapadliska,
który obejmuje wcześniej opisane przez Gierwielańca (1965) dyslokacje: fleksurę
Dańczów-Lewin oraz uskoki Czermnej, Dańczowa i Jerzykowic Wielkich. Granica
zachodnia jest również umowna. Wyznacza ją linia Upice-Žernov i dolina rzeki
Upy, która w przybliżeniu określa granice stref depozycyjnych w neogenie.
Schemat paleogeograficzno-strukturalny w permie wskazuje na zamknięcie basenu Nachodu od wschodu i jego otwarcie na zachód (kierunki transportu do centrum basenu i ku zachodowi), utwory turyngu zwiększają stopniowo
swoją miąższość w kierunku zachodnim, a wszystkie utwory permu są ograniczone w stropie zapewne tą samą powierzchnią erozyjną, por. m. in. Dziedzic (1957,
1961); Holub i Teler (1974) i Holub (1976) (Ryc. 4). Charakterystyczny romboidalny kształt basenu oraz lokalizacja stref największej miąższości (centrów subsydencji) dla permu (Holub i Tásler 1974; Holub, 1976) pozwalają przyjąć za
najbardziej prawdopodobny, transtensyjny schemat rozwoju basenu związany
z prawoskrętnym ruchem przesuwczym na uskokach ramowych (romboidalny
basen typu pull-apart) (Mann i in. 1983). Zamknięcie basenu od wschodu sugeruje, że w permie główną strefą wymuszającą rozwój basenu była jego południowa
granica (CS-SFZ), a sam basen miał charakter przesuwczego basenu terminalnego (ang. fault branch basin). Drugą granicę wyznaczał wschodni uskok brzeżny zapadliska Kudowy, który w permie stanowił najprawdopodobniej wschodnie
zakończenie strefy uskokowej Pořiči-Hronov (Ryc. 4).
Schemat paleogeograficzno-strukturalny w neogenie wskazuje na konsekwentne zamknięcie basenu Nachodu ze wszystkich stron (Ryc. 5). Oczywiście,
nie oznacza to zamknięcia basenu w sensie hydrograficznym – rzeki Bystra
i Czermnica (zapadlisko Kudowy) uchodzą do Metuji, a ta przełomem, poprzez
elewację Nachodu, dopływa do wyznaczającej granicę basenu rzeki Upa (zapadlisko Žernova). Największe nagromadzenia neogeńskich aluwiów występują na
dwu obszarach, które wyznaczają zasięg zapadlisk tektonicznych Kudowy i Žernova. Taka lokalizacja osadów sugeruje istotną akomodację na obszarze zapadlisk
i tym samym ich (neo)tektoniczną aktywność. Lokalizacja zapadlisk Kudowy
i Žernova, konsekwentnie romboidalny kształt zarówno poszczególnych zapadlisk, jak i całego basenu Nachodu, pozwalają go uznać za romboidalny basen
typu pull-apart związany z prawoskrętnym ruchem przesuwczym. Za takim właśnie kierunkiem przemieszczeń po kredzie (!) przemawia również między innymi
12
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
rozwój kopuł strukturalnych Pstrążnej i Kudowy. Ich związek ze strefą uskokową
P-HFZ raczej nie ulega wątpliwości (Wojewoda, 2006 a i c). Warto też podkreślić, że autor dysponuje dużą liczbą obserwacji terenowych, które potwierdzają
współczesną, prawoskrętną przesuwczość na uskokach systemu NW-SE na całym
obszarze zapadliska Kudowy i w najbliższym otoczeniu (np. zachodni segment
strefy uskokowej Czerwonej Wody w Górach Stołowych).
Ryc. 4. Schemat paleogeograficzno-strukturalny basenu Nachodu w permie.
Objaśnienia: 1 - perm (czerwony spągowiec, turyng); 2 - perm (czerwony spągowiec, sakson); 3 - skały metamorficzne kompleksu orlickiego; 4 - granitoidy masywu KudowaOlešnice; 5 - przypuszczalne aktywne uskoki; 6 - kierunki przemieszczeń poziomych; 7 strefa uskokowa Pořiči-Hronov; 8 - strefa uskokowa Česka Skalice-Spalona; 9 - kierunek
regionalnej tensji.
Przeciwny, lewoskrętny kierunek przemieszczenia wzdłuż strefy uskokowej Szczytnika (SZFZ, Ryc. 5) nie jest sprzeczny z ogólnie przesuwczym charakterem uskoków w regionie, chociaż wytłumaczenie tego zjawiska wymaga
wprowadzenia nowych danych, wykraczających poza ramy tego artykułu. Można
w tym miejscu jedynie stwierdzić, że takie zachowanie kinematyczne wzdłuż
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
13
uskoków przesuwczych jest jak najbardziej naturalne, pod warunkiem, że przeciwstawne przemieszczenia są „rozładowywane” w poprzecznej do uskoku przesuwczego strefie tensji lub kompresji, tak jak ma to miejsce np. na przyryftowych
uskokach transformujących.
Ryc. 5. Schemat paleogeograficzno-strukturalny
basenu Nachodu w neogenie.
Objaśnienia: 1 - neogen (nierozdzielony); 2 - kreda (nierozdzielona, cenoman-turon); 3 perm nierozdzielony (sakson-turyng); 4 - granitoidy masywu Kudowa-Olešnice; 5 - skały
metamorficzne kompleksu orlickiego; 5 - kierunki przemieszczeń poziomych; 7 - strefa
uskokowa Pořiči-Hronov; 8 - strefa uskokowa Česka Skalice-Spalona; 9 - strefa uskokowa
Szczytnika; 10 - kierunek regionalnej tensji; 11 - przypuszczalne aktywne uskoki.
Schemat paleogeograficzny i strukturalny
basenu Nachodu w kredzie
Utwory kredy na obszarze zapadliska Kudowy w najmniejszym stopniu
nie nawiązują facjalnie do granic tej jednostki strukturalnej. Jedyna i specyficzna
odmiana litologiczna – zlepieniec muszlowy z Kudowy - jest osadem przyboju
i wskazuje, że w początkowej fazie transgresji kredowej na tym właśnie obszarze
14
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
panowały warunki płytkowodne, wysokoenergetyczne i przybrzeżne. Tendencję
do zachowania relatywnie płytszych od otoczenia warunków sedymentacji
w późniejszych etapach rozwoju morza kredowego (I. lamarcki) częściowo potwierdzają również wnioski środowiskowe zawarte w pracach Rotnickiej (2004),
oparte między innymi na interpretacji skamieniałości śladowych. Zatem w obrębie śródsudeckiej zatoki czeskiego morza kredowego obszar zapadliska Kudowy
(a szerzej – masywu orlickiego) stanowił raczej elewację morfologiczną. Tym
samym niesłuszny jest pogląd o „głębi w dnie morza kredowego”, jaki wcześniej
wysuwali różni autorzy (m. in. Radwański 1957). Nawet trudno doszukiwać się
na tym obszarze „większej subsydencji”, która w sposób oczywisty musiałaby
być kompensowana wysokim stopniem akomodacji. Strefa litoralna w późnym
cenomanie znajdowała się na północy, przy północnych krańcach synklinorium
śródsudeckiego. Była zatem oddalona od dzisiejszego zapadliska co najmniej 30
km. Trudno sobie wyobrazić mechanizm tranzytu materiału osadowego na taką
odległość w ilościach mogących kompensować ową „większą subsydencję”.
Odrębnym zagadnieniem jest miąższość kredy w obrębie zapadliska
Kudowy, która lokalnie znacznie przekracza przeciętną miąższość kredy na obszarze śródsudeckim (ok. 300 m) (por. Wojewoda 1986, 1997; Wojewoda i in.
1997, Don i Wojewoda 2005). Taka sytuacja może nasuwać przypuszczenie
o zwiększonej akomodacji w kredzie na obszarze tektonicznej depresji Kudowy. Jednak ten lokalny „wzrost” miąższości w stosunku do obszarów przyległych
dotyczy jedynie poziomu I. lamarcki, zatem jeżeli można mówić o jakimś wzroście tempa subsydencji to wyłącznie lokalnie i tylko w środkowym turonie. Trzeba w tym miejscu podkreślić, że możliwa jest również inna interpretacja tego
zjawiska. Nie jest wykluczone, że bardzo silnie tektonicznie spękane, drobnoziarniste osady tego poziomu powtarzają się kilkukrotnie w profilu kredy, a przyczyną takiej cykliczności może być lokalna tektonika grawitacyjna na zboczach tektonicznego zapadliska Kudowy (por. Wojewoda 2006a).
Podsumowanie i wnioski
1.
2.
Zapadlisko Kudowy stanowi fragment większej struktury basenowej – basenu Nachodu. Basen ten powstał u schyłku permu jako śródgórskie zapadlisko typu przesuwczego basenu terminalnego u zbiegu dwu znaczących
regionalnych dyslokacji – strefy uskokowej Česka Skalice-Spalona i zakończenia strefy uskokowej Pořiči-Hronov. Względnie wąski basen szybko
został wypełniony aluwiami (sakson) i osadami eoliczno-jeziornymi (turyng). W miarę rozwoju basen coraz bardziej otwierał się w kierunku zachodnim.
Drugi etap ewolucji tego obszaru przypada na neogen. Ramy basenu oraz
rozmieszczenie osadów od miocenu do czasów współczesnych nawiązują
do schematu rombowego basenu typu pull-apart. Ramy basenu w neoge-
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań
3.
15
nie pokrywają się z granicami basenu permskiego, co może świadczyć
o reaktywowaniu starych uskoków.
W obydwu przypadkach baseny rozwijały się w warunkach prawoskrętnych przemieszczeń na głównych uskokach ramowych (NW-SE) i normalnych zrzutów na uskokach poprzecznych (SW-NE). Tym samym rozwój
basenu można uznać za permanentnie transtensyjny w warunkach dominującej tensji w kierunku równoleżnikowym.
Podziękowania
Pragnę podziękować wszystkim, którzy w latach 2003-2005 brali udział w pracach terenowych, a w szczególności żonie Agacie i córkom Ani i Kasi. Dziękuję dr
A. Szynkiewiczowi, że zechciał poświęcić czas na wykonanie i częściową interpretację
profili georadarowych w miejscach budzących moje wątpliwości.
Informacja o finansowaniu
Artykuł ten powstał w ramach prac własnych finansowanych z grantu
2022/W/ING/05-63 oraz przy wsparciu finansowym wydawnictwa WIND. W artykule
wykorzystano georadarowe zdjęcia o wysokiej rozdzielczości DEM SRTM 30 x 30 zakupione w ramach grantu KBN 2 P04D 016 28.
Literatura:
AUGUST C., WOJEWODA J., 2005: Late Carboniferous weathering and regolith at the Kudowa Trough, West Sudetes: palaeogeographic, palaeoclimatic and structural implications. Geologia Sudetica, 36: 53-66.
BACHLIŃSKI R., 2002: Studium petrologiczno-geochemiczno-geochronologiczne skał
krystalicznych z okolic Kudowy Zdrój. Praca doktorska [PhD thesis]. Archiwum Biblioteki ING PAN w Warszawie, 110 p. (unpublished).
BORUCKI J., 1966: Wstępne wyniki datowań bezwzględnych (K-Ar) granitoidów dolnośląskich. Kwartalnik Geologiczny, 10 (1).
CYMERMAN Z., 1996: Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Sudetów, 1:25
000, arkusz Lewin Kłodzki. Państwowy Inst. Geol., Warszawa, 50 p.
CYMERMAN Z., 2004: Tectonic Map of the Sudetes and Fore-Sudetic Block, 1:200 000.
Państwowy Inst. Geol., Warszawa.
DOMEČKA K., OPLETAL M., 1974: Granitoidy západni části orlicko-kladské klenby. Acta
Universitatis Carolinae – Geologica, 1: 75–109.
DON J., WOJEWODA J., 2005: Tektonika rowu górnej Nysy Kłodzkiej - sporne problemy –
odpowiedź. Przegląd Geologiczny, 53: 212-221.
DZIEDZIC K., 1957: Stratygrafia, tektonika i paleogeografia górnego karbonu i czerwonego spągowca Ziemi Kłodzkiej. Przewodnik do XXX Zjazdu PTG w Ziemi Kłodzkiej,
Duszniki Zdrój 19-21 maja 1957: 120-133.