Geologia

GóryProkletije (Góry Przeklęte), zwane również Alpami Północnoalbańskimi czy Alpami Albańskimi (alb. Bjeshket e Namuna), leżące na pograniczu Czarnogóry, Albanii i Kosowa, stanowią część pasma Gór Dynarskich.
Prokletije mają generalnie formę czworoboku, wydłużonego w kierunku SW-NE (długość ok. 50 km). Maksymalna rozciągłość w kierunku W- E wynosi ok. 30 km.
Najwyższym szczytem jest Maja e Jezerces (2694m) położony po stronie albańskiej.
Na całym obszarze Alp Albańskich brak widocznego porządku orograficznego: w większej ich części woda wykorzystuje do przepływu głębokie doliny, rozczłonkowując całe pasmo w serie żeberkowych masywów o różnej wielkości, z których każdy posiada wierzchołki osiągające ponad 2000 m wysokości. Główne doliny rozchodzą się promieniście w kierunku W, S i E, od wysokich szczytów i równin skalnych oraz wysoko położonych masywów krasowych.

1. Tektonika

    Tektonicznie Prokletije zaliczane są do jednostki tzw. albanidów wchodzących w skład łuku dynarsko – helleńsko – albańskiego powstałego podczas orogenezy alpejskiej.
Na całym obszarze Alp Albańskich na regionalną tektonikę znaczący wpływ ma nieciągłość jednostek tektonicznych związana ze strefą o przebiegu NW-SE zwaną lineamentem Shkoder – Peje, interpretowaną jako kopalny uskok transformujący (Dercourt, 1964; Robertson & Dixon, 1984). Alpy Albańskie zostały zdeformowane w wyniku kolizji postępującej w oligocenie i miocenie, która doprowadziła do powstania wysokokątowych uskoków odwróconych i fałdów.
Podstrefy:
A) Valbony – sfałdowana i zuskokowana, nad którą na południu zostały nasunięte jednostki ofiolitowe;
B) Malesia e Madhe – interpretowana jako płytkomorska platforma węglanowa, która uległa subsydencji w górnej kredzie.
Strefy te są obecnie oddzielone od siebie wysokokątową nieciągłością tektoniczną.
Odpowiednikami w/w stref na obszarze Czarnogóry są:
A) pre-Karstic
B) High Karst (Wysoki Kras).

Ryc.1 Uproszczona mapa tektoniczna obszarów przygranicznych północnej Albanii (wg Robertson & Shallo, 2000; zmieniona).
      Simplified tectonic map of the Albanian northern frontier region (after Robertson & Shallo, 2000; modified).

Ryc.2 Zgeneralizowany przekrój przez albanidy (stan obecny; Nikolla et al. 2003?).
        Generalized cross-section through the Albanides (recent state; Nikolla et al. 2003?).
 

2. Ewolucja geotektoniczna

Ryc.3 Zjawiska 4 głównych faz deformacji pasa albanidów w trzeciorzędzie (wg Kilias et al. 2001).
        Features of 4 main deformational phases in the Albanides during Tertiary (after: Kilias et al. 2001).

a) mezotektonika
   Badacze bułgarscy w latach 90. zebrali pewną ilość informacji strukturalno – tektonicznych, głównie na temat masywu krasowego na północny wschód od wioski Boga. Analiza tych obserwacji wskazuje na późnoeoceńską deformację wapieni jurajskich, z których zbudowany jest masyw. System wodonośny jest typu spękaniowo – krasowego (Shanov, 1996).  Analiza rozproszenia sprzężonych spękań oraz rys tektonicznych, jak i jednej powierzchni uskokowej powstałej w wyniku trzęsienia ziemi pozwoliła na określenie orientacji układu naprężeń działającego na masyw od wczesnej kredy po dzień dzisiejszy. Na obszarze Alp Albańskich występuje system spękań złożony z dwóch zespołów: struktur o przebiegu NE-SW związanych z fazą pirenejską oraz NW-SE będących wynikiem deformacji neotektonicznych. Nieciągłości te są istotne dla transportu mechanicznego fragmentów skał oraz drenażu wód powierzchniowych.Stwierdzono, że młode uskoki determinują rozwój większej części jaskiń na tym obszarze. Dlatego też podziemne formy krasowe mają pochodzenie erozyjno-tektoniczne, podczas gdy na powierzchni rzeźba krasowa jest zdominowana przez formy korozyjne.

2. Stratygrafia Alp Albańskich.

• Perm. Ciemnoszare łupki ilaste z przewarstwieniami wapieni biomikrytowych oraz krynoidowych i algowych koloru  szarego i jasnoszarego, gruboławicowe do masywnych. Zawierają fuzulinidy (Calaniella sp. Paraglobivalvolina cf. micro, crinoide).
• Werfen. Kiri-Lekbibaj. Łupki ilaste z przewarstwieniami i soczewkami zlepieńców, piaskowców i drobnowarstwowanych wapieni. Valbona-Dragobi. Łupki ilaste z rzadkimi przewarstwieniami wapieni (Meordrospira pusilla, Glemospira sinensis).
• Anizyk. W dolnej części łupki ilaste z warstwami wapieni z krynoidami, małżami, ślimakami, amonitami, przechodzące wyżej w wapienie z krzemieniami(Spiriferina Fragilic, Diptospirella, Ceratides evelens).
• Ladyn. Biosparytowe wapienie z glonami oraz dolomity ze ślimakami. Górna część doliny Curraj: biomikrytowe, margliste i cienkowarstwowane wapienie, ciemnoszare, z soczewkami krzemieni, małżami i amonitami (mikroskamieniałości; Ondularia brody, Fosidonta Wergensis).
• Górny trias. Valbona.Bruk wapienny z poziomem boksytów. Przeławicające się z dolomitami wapienie stromatolitowe, algowe, biomikrytowe z megalodontami (mikroskamieniałości; Megalodus damesi, Megalodus inquarter).
• Jura - Kreda. Kollata.Liasowy wapień z krzemieniami facji mieszanych o dużej miąższości. Część wschodnia. Biomikrytowy, cienkowarstwowany wapień krynoidowy (Saccocoma sp. Calpionella alpina).
• Maastrycht. Ilasto – piaszczysty flisz z poziomami biomikrytowych, cienkoławicowych wapieni z globotruncaną. Flisz leży niezgodnie na osadach starszych (Globotruncana stuarti, G. centusa G, Pilhonella oralis).

   Obszar zainteresowań jest zbudowany głównie z mezozoicznych wapieni i wapieni dolomitycznych (od dolnego triasu do górnej kredy), z lokalnymi wystąpieniami fliszu węglanowego i piaskowcowego oraz łupków kwarcowych (Djokic et al., 1976).
   Na wschód od niego sytuacja geologiczna jest już bardziej skomlikowana. Paleozoiczne fyllity i łupki iłowcowe są lokalnie przykryte permsko-triasowymi czerwonymi zlepieńcami kwarcowymi. Dalej na E, fyllity są przewarstwione marmurami i wapieniami krystalicznymi, podczas gdy obszar na SW i NE od wierzchołkaMaja e Rops (2501 m) jest zbudowany z magmowych, głównie granitoidowych skał (granit kataklastyczny)(Antonijevic et al., 1969; Gjeologjia e Shqiperise, 1970)
 

Opracowanie: Natalia Biegała