Карпатський флішовий пояс
Карпатський флішовий пояс — дугоподібна тектонічна зона, у складі мегаструктурного підняття Карпат на зовнішній периферії гірського хребта. Геоморфологічно це частина Зовнішніх Західних Карпат. Геологічно це тонкий насувний пояс[en] або акреційний клин, утворений шар'яжем, що складається з так званого флішу – чергування морських відкладень глини, сланців і пісковиків, які відірвалися від свого субстрату та перемістилися на десятки кілометрів на північ. Флішовий пояс разом із неогеновими вулканічними комплексами є єдиною збереженою тектонічною зоною вздовж усієї Карпатської дуги.
Карпатський флішовий пояс сполучений з флішовим поясом Альп (Ренодунайський фліш), продовжується територією Чехії, Словаччини, Польщі, України та Румунії. Пояс має довжину близько 1300 км і ширину 60-75 км. [1] На півночі на край Карпатського передового прогину насунуті товщі флішового поясу. Передня частина флішового поясу утворена Богемським масивом на заході, Східноєвропейською платформою на півночі та Мезійською плитою[en] на сході. На півдні обмежений П'єнінським кліппенським поясом[en] у його західному сегменті. Південна межа флішового поясу в районі Румунських Карпат вкрита покровами кристалічно-мезозойської зони. [2]
Зона в основному складається з осадових порід, які відкладалися від верхньої юри до крейди-палеогену. Флішовий пояс є структурним залишком кількох басейнів, що розвинулися перед пра-Карпатами і пізніше включені в третинний карпатський складчато-насувний пояс. [3] Колишній осадовий басейн Карпатського флішового поясу був покритий водами океану Тетіс. Сучасні породи не перебувають у своєму початковому положенні, тому що вони були відірвані від свого фундаменту під час замикання та субдукції басейнів і зсунуті у вигляді шар'яжу, утворюючи Карпатський акреційний клин. Осьові площини складок мають, як правило, північну вергенцію, північно-західну в західному секторі, північну в центральному секторі та північно-східну-східну в східному секторі. Лише верхівки Південних Карпат мають східну та південно-східну вергенцію.
Приблизно на лінії Годонін – Наместово – Новий Сонч – Нересниця виділяється зона негативної гравіметричної аномалії, яка прямує за південним краєм Богемського масиву та Східноєвропейської платформи, які насунуті нижче Карпат. Аномальне потовщення земної кори, значне особливо в південно-східній Польщі та західній Україні, ймовірно, спричинене відколом плити[en]. Земна кора в цьому районі досягає глибини 65 км.
З неотектонічної точки зору, вся площа флішового поясу зазнає розширення, локально до 12 мм на рік.
Зовнішні карпатські тектонічні одиниці, що входять до флішового поясу, поділяються за структурним положенням в обрамленні гірського масиву. Тектонічні одиниці відрізняються не тільки своїм структурним положенням, але й відмінностями в осадових товщах та іншими аномаліями. Застосовуються різні тектонічні поділи флішового поясу. Загалом такі основні зони можна розпізнати:[4][5]
- Магурський шар'яж (нижня крейда – еоцен) у Північних Карпатах
- Кросно-Сілезький шар'яж (нижня юра – нижній міоцен) у Північних Карпатах
- Молдовський шар'яж (нижня крейда – нижній міоцен) у румунських Карпатах
Осадження в басейнах флішового поясу реєструється з верхньоюрського періоду до олігоцену-початку міоцену. Улоговини флішової зони утворилися в середньоюрському — нижньокрейдовому періоді пострифтового опускання. У верхній крейді — палеоцені локально відбувалася інверсія. У більшості областей опускання тривало від палеоцену до середнього еоцену. Синорогенне закриття басейнів відбулося у верхньому еоцені — нижньому міоцені. [6] Шар'яжі здебільшого складаються з турбідітів – пісковиків та аргілітів, що чергуються.
У минулому вважалося, що джерело уламкових відкладень, що надходять до басейнів, побудовані системою лінійних острівних підвищень, які були паралельні осі гірського пасма. [7] Хоча такі концепції все ще залишаються, останні інтерпретації припускають, що матеріал постачався підводними каньйонами з прилеглих шельфових ділянок (наприклад, каньйон Несвачілка).
Покриви флішового поясу були насунуті внаслідок субдукції їх фундаменту і згодом сформували складчасто-насувний пояс. Характер літосфери в колишніх флішових басейнах (океанічний, субокеанічний або континентальний) є предметом дискусій. Деформація пояса відбувалася поступово. Область басейну Магура була деформована у верхньому олігоцені до баденію (середній міоцен). [8] Сілезька та Жданіцька одиниці були деформовані від карпатського до нижнього баденського віку. Молдовський фліш деформований, починаючи з бурдігальського періоду, особливо в сарматі та бадені. Внутрішні покриви демонструють давнішу верхньокрейдову деформацію. [5] Субдукція фундаменту флішового поясу, як правило, проходила на південь; отже, внутрішні одиниці були насунуті на зовнішні з півдня на північ (у західному секторі) або заходу на схід (у східному секторі). Третинне скорочення флішового поясу становить приблизно 130–135 км. [9] Закриття басейнів було пов'язане з рухом внутрішньокарпатських блоків земної кори так званою латеральною екструзією на схід і північний схід [10] та інтенсивним вапняно-лужним[en] вулканізмом у внутрішніх зонах Карпат. [11] Екструзія разом із рухом у «Карпатську затоку» була одновіковою з помітним обертанням західнокарпатських одиниць проти годинникової стрілки (до 90°) та за годинниковою стрілкою східнокарпатських одиниць. Навантаження покровів флішової зони призвело до опускання в її передовій частині, спричинивши формування Карпатського крайового прогину. Крім того, одновікове розширення задугової області відбулося в Паннонському регіоні, утворивши систему напівграбенів[en] Паннонського басейну.
- ↑ Veľký, J. (Ed.), 1978, Encyclopaedia of Slovakia vol. II. E - J. Veda, Bratislava, pp. 103 (In Slovak)
- ↑ Dumitrescu, I., Sandulescu, M., 1974, Flysch Zone. in Maheľ, M. (Ed.) Tectonic of the Carpathian Balkan Regions. Carpathian-Balkan Association – Commission for Tectonics. Geological Institute of Dionýz Štúr, Bratislava, pp. 253-264
- ↑ Teťák, F., Pivko, D. & Kováčik, M., 2019: Depositional systems and paleogeography of Upper Cretaceous-Paleogene deep-sea flysch deposits of the Magura Basin (Western Carpathians). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 533.
- ↑ Plašienka, D., Grecula, P., Putiš, M., Kováč, M., Hovorka, D., 1997, Evolution and structure of the Western Carpathians: an overview. In Grecula, P., Hovorka, D., Putiš, M. (Eds.) Geological evolution of the Western Carpathians. Mineralia Slovaca - Monograph, Košice, pp. 1 – 24
- ↑ а б Sandulescu, M., 1994: Overview on Romanian geology. Overview on the geology of the Carpathians. Romanian Journal of Tectonics and Regional Geology, 2, pp. 3–16
- ↑ Oszczypko, N., 2004, The structural position and tectonosedimentary evolution of the Polish Outer Carpathians. Przegląd Geologiczny, vol. 52, no. 8/2, pp. 780-791
- ↑ Maheľ, M., 1986, Geological structure of Czechoslovak Carpathians. Paleoalpine units 1. Veda, Bratislava, 503 pp. (in Slovak with English summary)
- ↑ Vozár, J., Vojtko, R., Sliva, Ľ., (Editors) 2002, Guide to geological excursion. XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological Association. Geologický ústav Dionýza Štúra, Bratislava, 163 p.
- ↑ Roure, F., Roca, E., Sassi, W, 1993, The Neogene evolution of the outer Carpathian flysch units (Poland, Ukraine and Romania): kinematics of a foreland/fold-and-thrust belt system. Sedimentary Geology, Vol. 86, 1-2, pp. 177–201
- ↑ Nemčok, M., Pospíšil, L., Lexa, J., Donelick, R.A., 1998: Tertiary subduction and slab break-off model of the Carpathian–Pannonian region. Tectonophysics, 295, s. 307–340
- ↑ Lexa, J., Seghedi, I., Németh, K., Szakács, Konečný, V., Pécskay, Z., Fülöp, A., Kovacs, M., 2010, Neogene-Quaternary Volcanic forms in the Carpathian-Pannonian Region: a review. Cent. Eur. J. Geosci., 2 (3), pp. 207-270
