Карпатски флишки појас
Карпатскиот флишки појас е лачна тектонска зона вклучена во мегаструктурната височина на Карпатите на надворешната периферија на планинскиот синџир. Геоморфолошки е дел од надворешните Карпати. Геолошки е појасен појас со тенка кожа или аккреционен клин, формиран од пелени со корени кои се состојат од таканаречени флиши -наизменични морски наслаги од глинени камења, шкрилци и песочник кои биле одвоени од нивната подлога и поместени десетици километри на север (општо). Флишкиот појас заедно со неогенските вулкански комплекси е само тектонска зона што се јавува долж целиот карпатски лак.
Ареален обем
уредиКарпатскиот флишен појас е поврзан со флишниот појас на Алпите (Реноданубиски флиш) и продолжува низ територијата на Чешка, Словачка, Полска, Украина и Романија. Појасот е околу 1.300км долга и 60 – 75км широк.[1] Секвенци од флишовиот појас се набиени на маргините на карпатските предни делови на север. Предниот дел на флишкиот појас е изграден од Боемскиот масив на запад, Источно-европската платформа на север и Мезиската платформа на исток. На југ се граничи со појасот Пиенини Клипен во неговиот западен сегмент. Јужната граница на флишкиот појас во областа на романските Карпати е покриена со пелени од кристално-мезозојската зона.[2]
Геолошка структура
уредиЗоната е составена главно од седиментни карпи кои се депонирани од горниот јура до времето на креда - палеоген. Флишкиот појас е структурен остаток од неколку басени, развиен пред напредните предци Карпатите и подоцна инкорпориран во терциерниот карпатски преклопен и потисниот појас.[3] Поранешниот седиментен слив на Карпатскиот флишки појас бил дел од Алпскиот океан Тетис. Сегашните карпи не се во нивната поранешна положба бидејќи биле откачени од нивната подина за време на затворањето и подвлекувањето на басените и туркани како куп на тилот, формирајќи карпатски насобирачки клин. Преклопните осни рамнини имаат генерално северна вергенција, северозападен во западниот сектор, север во централниот сектор и сесевероисточен кон исток во источниот сектор. Само пелените на Јужните Карпати имаат источна кон југоисточна вергенција.
Приближно на линијата Ходонин - Наместово - Нови Сач - Нерешница посебна зона на негативна гравиметриска аномалија што го следи јужниот раб на Боемскиот масив и Источно-европската платформа кои се под Карпатите. Аномалното задебелување на кората, значајно особено во југоисточна Полска и западна Украина, веројатно е предизвикано од отцепување на плочите. Земјината кора во оваа област достигнува и до 65км длабочина.
Од неотектонски аспект целата област на флишинскиот појас е зафатена со проширување, локално до 12mm годишно.
Регионална поделба
уредиНадворешните карпатски тектонски единици вклучени во флишкиот појас се поделени според нивната структурна положба во рамката на планинскиот венец. Тектонските единици се разликуваат не само во нивната структурна положба туку и во разликите во седиментните низи и други аномалии. Воведени се различни тектонски поделби на флишкиот појас. Општо земено, овие главни зони може да се препознаат:[4][5]
- Магура пелени (долна креда до еоцен) во северните Карпати
- Кросно-шлески пелени (долно јура до долен миоцен) во северните Карпати
- Молдавски пелени (долно креда до долен миоцен) во романските Карпати
Еволуција
уреди
Седиментацијата во басените на флишкиот појас е забележана од периодот на горниот јура до олигоценот. почетокот на миоценот. Сливовите на зоната на флишот се формирани во среден јура - долен креден период на слегнување по расцеп. За време на горната креда-палеоценско време локално се случила инверзија. Во повеќето области слегнувањето продолжило низ палеоценот до средниот еоцен. Следеше синорогено затворање на басените во горен еоцен – долен миоцен.[6] Пелените се претежно составени од турбидити - наизменични песочници и глинени камења.
Во минатото се веруваше дека изворната област на кластичните седименти доставени до басените е изградена со систем на линеарни островски коти кои биле паралелни со оската на планинскиот синџир.[7] Иако таквите концепции сè уште остануваат, неодамнешните толкувања претпоставуваат дека материјалот бил обезбеден од подморските кањони од соседните полиња (на пр. Кањонот Несвачилка).
Пелените на флишкиот појас биле потиснати поради подвлекување на нивната подина и подоцна се формираа и се превиткуваат и потисниот појас. Карактерот на литосферата во поранешните флишки басени (океански, субокеански или континентални) е предмет на дебата. Деформацијата на појасот беше постепена. Областа на басенот Магура била деформирана во горниот олигоцен во баденски (среден миоцен).[8] Единиците Силезијан и Жданице биле деформирани во Карпатски во Долно Баденски. Молдавскиот флиш бил деформиран уште од бурдигалскиот, особено во сарматски и баденски. Внатрешните пелени покажуваат постара горнокреда деформација.[5] Подвлекувањето на подината на флишкиот појас беше генерално на југ, затоа внатрешните единици беа наметнати над надворешните од југ кон север (во западниот сектор) или од запад кон исток (во источниот сектор). Терциерното скратување на флишкиот појас е приближно 130–135км.[9] Затворањето на басените беше поврзано со движењето на блоковите на внатрешната карпатска кора, таканаречено странично истиснување на исток и североисток [10] и интензивен калка-алкален во внатрешните зони на Карпатите.[11] Екструзијата заедно со движењето во „Карпатскиот залив“ беше истовремена со истакната ротација на единиците на Западните Карпати во спротивна насока од стрелките на часовникот (до 90°) и ротација на стрелките на часовникот на единиците на источните Карпати. Вчитувањето на пелените на флишовата зона принудило слегнување во неговата предна површина предизвикувајќи формирање на карпатски предни делови. Исто така, се случило продолжување на заден лак во Панонскиот регион, формирајќи половина грабен систем Панонска Низина.
Наводи
уреди- ↑ 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
- ↑ 5,0 5,1 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