Model póÿnojurajsko-wczesnomioceñskiej ewolucji tektonicznej zachodnich Karpat zewnêtrznych

Transkrypt

1 Model póÿnojurajsko-wczesnomioceñskiej ewolucji tektonicznej zachodnich Karpat zewnêtrznych Pawe³ Poprawa*, Tomasz Malata** P. Poprawa T. Malata Model of late Jurassic to early Miocene tectonic evolution of the Western Outer Carpathians. Prz. Geol., 54: Summary. AttheendoftheJurassic and beginning of the Cretaceous in the Western Outer Carpathians (WOC) rift-related extension led to development of: the deep marine grabens with flysch and pelagic sedimentation, the zones of shallow marine carbonate sedimentation, and the elevated horsts, supplying the basins with sediments. Transition to the Early Cretaceous and Cenomanian post-rift thermal sag stage was responsible for a general ceasing of tectonic activity in the source areas and unification of the previous sub-basins. In Barremian Albian time, the northern, external sources for sediments were uplifted due to compression, presumably caused by the orogenic collision in the Middle and Outer Dacides and/or collision related to subduction of the Penninic Ocean. The Silesian Ridge, rapidly elevated and eroded during Late Cretaceous and Paleocene, is interpreted here as an active thick-skinned thrust belt. Nappe stacking in that area and stress transmission towards foreland caused flexural subsidence of the proximal zone (the inner Silesian Basin) and uplift in the distal zone (including: the outer Silesian Basin, the Subsilesian facies zone, the Skole Basin and the northern sediment source areas). The Eocene alternating shallow marine deposition in the Silesian Ridge and its exposition for erosion is interpreted as controlled by both eustatic sea level changes and episodic tectonic activity. At this time new thick-skinned thrust belt developed south of the Magura Basin, which supplied vast amount of detritus for the Magura Beds. The Eocene tectonic shortening and deformations in the Southern Magura Ridge and development of the accretionary prism caused flexural bending of its broad foreland, subsidence and relative facies unification of the basins and decrease of activity of the source areas located north of the Magura Basin. The Oligocene progress of plates/microplates convergence and relocation of the zone of tectonic shortening towards the north led to compressional uplift of the source areas located both to the north of the WOC basins and to the south of the Silesian facies zone, the later composed of crystalline basement, as well as sediments of the Magura Unit. That sources supplied with detritus the Upper Oligocene Llower Miocene Krosno Beds, being a diachronic continuation of synorogenic deposition of the Magura Beds. During the Late Cretaceous Paleogene Early Miocene, an important tectonic shortening across the WOC took place, accommodated mainly in the source areas. This indicates that the palaeogeographic relationships between the Silesian Basin, the Magura Basin and the Central Carpathian Paleogene Basin were changing during the Cretaceous and Cainozoic. In the time span of Albian to Oligocene in the zone palaeogeographically located between the Magura Basin and the Central Carpathians three separate source areas were active, each characterized by a different geological setting. These sources were replacing each other in time, suggesting significant collisional and/or strike slip reorganisation of the zone during that period. The collision of the WOC evolved in time from thick-skinned mode during the Late Cretaceous Paleogene to thin-skinned one during the Middle Miocene. Key words: Outer Carpathians, Mesozoic, Cainozoic, sedimentary basin, source area, tectonics Celem niniejszego artyku³u jest dyskusja na temat procesów tektonicznych, jakie mog³y kontrolowaæ póÿnojurajsk¹ do wczesnomioceñsk¹ ewolucjê systemu baseny sedymentacyjne obszary Ÿród³owe zachodnich Karpat zewnêtrznych ZKZ (ryc. 1). Artyku³ ten jest prób¹ zestawienia w spójny model wniosków uzyskanych z analizy subsydencji tektonicznej basenów sedymentacyjnych ZKZ (Poprawa i in., 2002) oraz z badañ historii wypiêtrzania obszarów Ÿród³owych dla materia³u detrytycznego wspomnianych basenów, opartych o analizê tempa depozycji (Poprawa i in., 2006). Wnioski te zosta³y ponadto skonfrontowane z wykszta³ceniem facjalnym osadowego wype³nienia basenów ZKZ (por. ryc. 2), a czêœciowo równie z przes³ankami wynikaj¹cymi z analizy zespo³ów karpackich egzotyków. Odtworzenie mechanizmów geotektonicznych, powoduj¹cych powstanie i kontroluj¹cych ewolucjê zachodnich Karpat zewnêtrznych jest trudne. Wi¹ e siê to przede wszystkim z odk³uciem osadowego wype³nienia basenów *Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, Warszawa; pawel.poprawa@pgi.gov.pl **Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Karpacki, ul. Skrzatów 1, Kraków; tmal@vp.pl ZKZ od ich pierwotnego pod³o a, jego zdeformowaniem oraz znacz¹cym, tektonicznym transportem na zewn¹trz od strefy orogenicznej, a tak e z brakiem w obecnej strukturze orogenu elementów/jednostek reprezentuj¹cych obszary Ÿród³owe. W efekcie w ostatnich dziesiêcioleciach dla ZKZ zaproponowano wiele genetycznych modeli, niekiedy wzajemnie siê wykluczaj¹cych. Nowak (1927) przedstawi³ hipotezê, wed³ug której Karpaty zewnêtrzne rozwinê³y siê na zalanym morzem, hercyñsko-kaledoñskim paœmie górskim. Materia³ detrytyczny by³, wed³ug tej koncepcji, dostarczany do depresji z wysp, bêd¹cym zerodowanym czo³em p³aszczowin hercyñskich. Z kolei Ksi¹ kiewicz (1960a) zaproponowa³ model, wed³ug którego wypiêtrzanie obszarów Ÿród³owych dla basenów ZKZ wi¹za³o siê z ruchem podskorupowych mas, podsuwaj¹cych siê pod nie, a odsuwaj¹cych siê od rowów, co z kolei powodowa³o ich subsydencjê. Pocz¹wszy od lat siedemdziesi¹tych ubieg³ego stulecia przedstawiono w kilku uzupe³niaj¹cych siê wariantach hipotezy o ryftowym pochodzeniu basenów ZKZ. Wed³ug poszczególnych autorów ekstensja mia³a doprowadziæ do powstania oceanicznej litosfery (np. Birkenmajer, 1976, 1988; Ney, 1976; Sikora, 1976; Oszczypko, 1999, 2004), b¹dÿ te œcienionej litosfery kontynentalnej lub przejœciowej miêdzy oceaniczn¹ a kontynentaln¹ (np. Ksi¹ kiewicz, 1977; Winkler & Œl¹czka, 1994; Golonka i in., 2000; Nemèok i in., 2001; Poprawa i in., 2002). Istniej¹ istotne 1066

2 A Wiedeñ B B Mg-RS przedpole Karpat: mezozoioczne i starsze Carpathians foreland: Mesozoic and older neogeñskie zapadlisko przedgórskie 50km Carpathians Neogene foredeep (Fd) osady neogeñskie na orogenie karpackim Neogene sediments on top of Carpathians póÿnoalpejskie ska³y magmowe jednostka grybowska Late Alpine magmatic rocks Grybow Unit (Gr) jednostka skolska jednostka przeddukielska Skole Unit (Sk) Fore-Dukla Zone (FD) jednostka podœl¹ska jednostka dukielska Sub-Silesian Unit (Ss) Dukla Unit (Dk) jednostka œl¹ska Silesian Unit (Sl) Kraków Karpaty zewnêtrzne Outer Carpathians Karpaty wewnêtrzne Inner Carpathians Budapeszt basen panoñski Pannonian Basin PBCK (NP) jednostka przedmagurska Fore-Magura Unit (FM) Lwów basen transylwañski Transylvanian Basin Jednostka magurska: Magura Unit: 100km strefy raczañska i Siar Racza and Siary Sub-unit (Mg-RS) strefa bystrzycka Bystrica Sub-unit (Mg-B) strefa krynicka Krynica Sub-unit (Mg-K) Karpaty wewnêtrzne Inner Carpathians Ryc. 1. A lokalizacja obszaru badañ. Cfd zapadlisko przedkarpackie, B uproszczona mapa tektoniczna polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych (wg ytko i in., 1989). PBCK (NP) paleogeñski basen centralnych Karpat, niecka podhalañska, PPS pieniñski pas ska³kowy Fig. 1. A location of the studied area. Cfd Carpathian Foredeep, B simplified tectonic map of the Polish part of Outer Carpathians (after ytko et al., 1989). PBCK (NP) Central Carpathian Paleogene Basin, Podhale Trough, PPS Pieniny Klippen Belt kontrowersje co do wieku ryftowania i ekstensji w basenach ZKZ, które wed³ug ró nych autorów odby³y siê w okresie od wczesnej do œrodkowej jury (Golonka i in., 2000; Oszczypko, 2004), póÿnej jurze (Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002; S³omka i in., 2002), wczesnej kredzie (Narêbski, 1990; Nemèok i in., 2001), b¹dÿ równie w póÿnej kredzie eocenie (Jankowski, 2004; Dziadzio i in., 2005). Wielu autorów przyjmuje, e na pewnym etapie rozwoju basenów zachodnich Karpat zewnêtrznych zaczê³y dominowaæ procesy orogeniczne lub co najmniej re im kompresyjny (np. Sikora, 1976; Sãndulescu, 1988; Œwierczewska & Tokarski, 1998; Hoffmann, 1992, 2001; Oszczypko, 1999, 2004; Poprawa i in., 2002, 2004, 2006). Wed³ug Sikory (1976) w póÿnej kredzie w ZKZ nastêpowa³a subdukcja, podczas której akrecji do p³yty europejskiej ulega³y mikrokontynenty (terrany), tworz¹ce kordyliery oraz powstawa³y ³uki wyspowe. Podobnie, póÿnokredow¹ subdukcj¹, stanowi¹c¹ kontynuacjê przed-póÿnoalbskiej subdukcji w zewnêtrznych Dacydach, Oszczypko (2004) t³umaczy ówczesne, przypuszczalne skracanie w basenie œl¹skim. Cfd Rolê procesów kolizyjnych w rozwoju ZKZ sugerowali równie Sãndulescu (1988) i Hoffmann (1992, 2001), wed³ug których wyniesienie œl¹skie stanowi³o zachodnie przed³u enie wczesnokredowej strefy orogenicznej œrodkowych i zewnêtrznych Dacydów. Przes³anki na rzecz póÿneokredowo paleogeñskich deformacji kompresyjnych, zwi¹zanych z konwergencj¹, zachodz¹cych w strefach Ÿród³owych dla basenów ZKZ, przedstawili z kolei Poprawa i in. (2004, 2006) oraz Malata i in. (2005). Wed³ug tych autorów strefê skracania i tektoniki nasuwczo-fa³dowej w póÿnej kredzie i paleocenie stanowi³o wyniesienie œl¹skie, w eocenie zaœ wyniesienie magurskie. Jankowski (2000) i Oszczypko (2004) natomiast jako mechanizm wypiêtrzania obszarów Ÿród³owych, zw³aszcza grzbietu œl¹skiego, zaproponowali strukturaln¹ inwersjê w re imie kompresyjnym starszych uskoków ekstensyjnych. Pierwszy z powy szych autorów wskazywa³ ponadto na mo liwy, alternatywny mechanizm kompresyjnego powstawania wyniesieñ, zwi¹zanych z rozwojem antyklinalnych stref nadnasuwczych nad tworz¹cymi siê odk³uciami. Tak e tektonika przesuwcza by³a brana pod uwagê jako g³ówny czynnik, powoduj¹cy subsydencjê basenów ZKZ oraz wypiêtrzanie ich obszarów Ÿród³owych. Olszewska i Wieczorek (2001) postulowali w odniesieniu do basenu œl¹skiego mechanizm pull apart, zwi¹zany z tytoñsko-beriaskim ryftowaniem skoœnym do p³yty euroazjatyckiej. Natomiast Golonka i in. (2006) sugerowali, e tektonika przesuwcza by³a odpowiedzialna za wypiêtrzanie i powstawanie topografii wyniesienia œl¹skiego i podœl¹skiego, stanowi¹cych zatem odpowiednik struktury typu pop-up. Powy szy, bardzo pobie ny przegl¹d najwa niejszych koncepcji geotektonicznych, stosowanych w celu zrozumienia genezy i historii systemu baseny sedymentacyjne obszary Ÿród³owe zachodnich Karpat zewnêtrznych ilustruje, na jak rozbie ne wnioski pozwala istniej¹ca obecnie faktografia. Niniejsza praca prezentuje model wstêpnie przetestowany przez Poprawê i in. (2002, 2004, 2006), który weryfikowano poprzez próbê subiektywnej konfrontacji cech rozwoju ZKZ z cechami wskaÿnikowymi dla mechanizmów tektonicznych, stwierdzanych w tego typu systemach. Szczególny nacisk po³o ono na historiê pionowych ruchów pod³o a zarówno basenów, jak i ich obszarów Ÿród³owych (por. ryc. 3). Tektoniczny model ewolucji obszarów Ÿród³owych i basenów zachodnich Karpat zewnêtrznych Synryftowa ekstensja oraz poryftowa subsydencja termiczna (tyton cenoman). Na podstawie wyników analizy subsydencji tektonicznej (Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002) oraz analizy tempa depozycji materia³u detrytycznego (Poprawa i in., 2006) stwierdzono, e rozwój systemu basenów sedymentacyjnych zachodnich Karpat zewnêtrznych i ich obszarów Ÿród³owych pod koniec jury i na pocz¹tku wczesnej kredy by³ kontrolowany przez ekstensjê, prawdopodobnie zwi¹zan¹ z ryftowaniem. Prowadzi³a ona do wykszta³cenia siê szeregu ekstensyjnych, ulegaj¹cych szybkiej subsydencji rowów oraz wypiêtrzanych b¹dÿ stagnuj¹cych grzbietów, rozdzielonych strefami uskokowymi, a w efekcie do znacznych, obocznych kontrastów facjalnych utworów tego wieku (ryc. 4a). Pozwala to wyt³umaczyæ m.in. obecnoœæ w strefach basenowych znacz¹cych ró nic œrodowisk depozycyjnych, obserwowanych pomiêdzy bachowick¹ stref¹ g³êbokomorskiej, pelagicznej sedymentacji wêglanowej 1067

3 (Ksi¹ kiewicz, 1956; 1960b; Malata & Olszewska, 1998), a cieszyñskim subbasenem fliszowym, dodatkowo rozdzielonym na tektoniczne rowy Wiœlicy i Goleszowa (S³omka, 1986; Matyszkiewicz & S³omka, 1994). Obecnoœci rozleg³ych stref p³ytkomorskiej sedymentacji wêglanowej pod koniec jury raz na pocz¹tku kredy, równowiekowych z g³êbokomorsk¹ sedymentacj¹ w strefach rowów, dowodz¹ z kolei liczne egzotyki i olistolity zró - nicowanych facjalnie wapieni typu sztramberskiego, dostarczane do m³odszych basenów fliszowych zarówno ze Ÿróde³ na ich obrze eniu, jak i Ÿróde³ lokowanych pomiêdzy poszczególnymi basenami (np. Morycowa, 1968, 1988; Eliáš & Eliášová, 1984; Hoffmann, 1992; Ko³odziej, 1997). Na wystêpowanie stref tektonicznie wypiêtrzanych i szybko erodowanych wskazuje podwy szone tempo depozycji osadów warstw cieszyñskich (Poprawa i in., 2006). Aktywnoœæ stref uskokowych powodowa³a powstawanie skarp, wzd³u których dochodzi³o do ruchów masowych oraz depozycji s³abo wysortowanego allodapicznego fliszu (ryc. 4a; por. Ksi¹ kiewicz, 1958; Matyszkiewicz & S³omka, 1994; S³omka, 1986; S³omka i in., 2002). Istnienia fazy ekstensji w basenach zachodnich Karpat zewnêtrznych w póÿnej jurze oraz na prze³omie jury i kredy dowodz¹ poœrednio przes³anki na wystêpowanie, genetycznie zwi¹zanej z ni¹, fazy poryftowej subsydencji termicznej (ryc. 3b e; Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002). Przejœcie do tego etapu rozwoju zaczê³o siê z pocz¹tkiem kredy, a kontynuowa³ siê on a do cenomanu, z wyraÿnym zaburzeniem omawianego trendu w barremie albie. Regionalna subsydencja termiczna powodowa³a ujednolicenie basenu oraz zmniejszenie kontrastów topograficznych (ryc. 4b), zarówno w basenie, co dokumentuje analiza kierunków transportu (Koszarski & STRATYGRAFIA STRATIGRAPHY Ng miocen Miocene paleogen Paleogene kreda Cretaceous jura Jur. oligocen Oligocene eocen Eocene paleocen Paleocene mastrycht Maastrichtian kampan Campanian santon San. koniak Con. turon Tur. cenoman Cen. alb Albian apt Aptian barrem Brm. hoteryw Hau. walan yn Vlg. berias Ber. tyton Tithonian POW NRE obszar Ÿród³owy dla materia³u detrytycznego detritus source area jednostka skolska Skole Unit odk³ute detached piaskowce i zlepieñce grubo³awicowe thick-bedded sandstones & conglomerates przewarstwiaj¹ce siê cienko- i œrednio- -³awicowe piaskowce i ³upki alternating thin- to medium- -bedded sandstones & shales spongiolity cienko- i œrednio³awicowe przewarstwiaj¹ce siê z ³upkami thin- to medium-bedded spongilites alternating with shales gezy cienko- i œrednio³awicowe przewarstwiaj¹ce siê z ³upkami thin- to medium-bedded gaizes alternating with shales POZ NRW jedn. podœl¹ska Subsilesian Unit odk³ute detached osuwiska podmorskie i sp³ywy mu³owe submarine slumps and mud flows ³upki czarne, brunatne i zielone black, brown & dark green shales ³upki ciemnoszare, szare i zielonkawe dark grey, grey and greenish shales ³upki oliwkowozielone olive green shales ³upki pstre (czerwone i zielone) variegated shales (red & green) JEDNOSTKI TEKTONICZNO-FACJALNE Karpaty zewnêtrzne Outer Carpathians jednostka œl¹ska Silesian Unit WŒ SR odk³ute detached margle i ³upki pstre (zielone i czerwone) variegated marls & shales (green & red) margle czêœæiowo redeponowane marls partially redeposited margle be owe i szare beige & grey marls Np Unc wapienie arenitowe arenitic limestones wapienie pelityczne pelitic limestones jedn. dukielska Dukla Unit zerodowane eroded odk³ute detached Np WŒ Unc SR rogowce cherts odk³ute detached zerodowane eroded p³ytkomorskie wêglany shallow marine carbonates p³ytkomorskie osady klastyczne shallow marine clastic deposits kontynentalne do p³ytkomorskich zlepieñce continental to shallow marine conglomerates TECTONO-FACIES UNITS Karpaty wewnêtrzne Inner Carpathians jednostka magurska Magura Unit WPM Np SMR Unc niecka podhalañska Podhale Trough pe³nomorskie wapienie krzemionkowe open marine cherty limestone PPS/jed. Grajcarka PKB/Grajcarek Unit pieniñski pas ska³kowy Pieniny Klippen Belt zerodowane pe³nomorskie wapienie bulaste open marine nodular limestone eroded KC CC wzmo ona dostawa materia³u detrytycznego increase of sediment supply gwa³towna dostawa materia³u detrytycznego rapid supply of sediments dostawa materia³u detrytycznego o tempie depozycji rzêdu kilkuset m/mln lat lub wiêcej supply of sediments with deposition rate of few hundreds m/ma or higher Ryc. 2. Uproszczona litostratygrafia basenów sedymentacyjnych zachodnich Karpat zewnêtrznych (oparta na Leszczyñski & Malik, 1996; a tak e Ksi¹ kiewicz, 1962; Koszarski, 1985 oraz Oszczypko, 2004; uzupe³niona). POW pó³nocne obrze enie (wschód), POZ pó³nocne obrze enie (zachód), WŒ wyniesienie œl¹skie, PPS pieniñski pas ska³kowy, WPM wyniesienie po³udniowomagurskie, KC Karpaty centralne, Np obszar Ÿród³owy nieokreœlony. Znaki zapytania oznaczaj¹ Ÿród³a materia³u detrytycznego o niepewnej lokalizacji Fig. 2. Simplified lithostratigraphy of the Western Outer Carpathian sedimentary basins (based on Leszczyñski & Malik, 1996; as well as Ksi¹ kiewicz, 1962; Koszarski, 1985 and Oszczypko, 2004; supplemented). NRE Northern rim (east), NRW Northern rim (west), SR Silesian Ridge, PKB Pieniny Klippen Belt, SMR Southern Magura Ridge, CC Central Carpathians, Unc Uncertain source area. Question marks indicate uncertain location of detritus source area 1068

4 Œl¹czka, 1973), jak i w strefach go obrze aj¹cych, na co z kolei wskazuje ogólna tendencja do spadku tempa depozycji we wczesnej kredzie i cenomanie (Poprawa i in., 2006). Przejœcie do fazy poryftowej dokumentuj¹ równie zmiany facjalne, w szczególnoœci pojawienie siê bardziej dojrza³ego teksturalnie i lepiej wysortowanego, drobnorytmicznego fliszu silikoklastycznego (np. górne warstwy jura Jur. tyton Tithonian A B C D E F G H I J K berias Ber. walan yn Vlg. hoteryw Hau. barrem Brm. apt Aptian kreda Cretaceous alb Albian cenoman Cen. turon Tur. koniak Con. santon San. kampan Campanian mastrycht Maastrichtian paleocen Paleocene paleogen Paleogene eocen Eocene oligocen Oligocene i Ng miocen Miocene i U pó³nocne obrze enie Northern S rim U strefa skolska Skole S zone U strefa podœl¹ska Subsilesian S zone U dystalna strefa œl¹ska distal S Silesian zone U proksymalna strefa œl¹ska proximal S Silesian zone U wyniesienie œl¹skie ku N Silesian S ridge towards N U wyniesienie œl¹skie ku S Silesian S ridge towards S U strefa dukielska Dukla S zone U basen magurski Magura S basin U wyniesienie po³udniowo- -magurskie Southern S Magura ridge U strefa podhalañska PBCK Podhale S zone of CCPB cieszyñskie, warstwy grodziskie; ryc. 2), a nastêpnie ciemnych, ilastych facji pelagicznych wyg³odnia³ego basenu (i³owce warstw grodziskich, warstwy wierzowickie/spaskie; ryc. 2). Po okresie barremsko-albskiej wzmo onej dostawy materia³u detrytycznego, dyskutowanej poni ej, w cenomanie ponownie obserwuje siê ujednolicenie basenu Karpat zewnêtrznych oraz powoln¹ depozycjê ³upków pstrych i ³upków radiolariowych (ryc. 2), interpretowane tu jako przejaw kontynuacji fazy subsydencji termicznej (por. ryc. 3). Przedstawiona tu koncepcja, co do wieku ryftowania w ZKZ, wymaga odniesienia siê do odmiennych pogl¹dów. Golonka i in. (2000) sugerowali, e ryftowanie mog³o ju zachodziæ w œrodkowej jurze, przes³ank¹ ku temu zaœ mia³a byæ ryftowa aktywnoœæ magmowa, reprezentowana przez andezyty z egociny. Jednak e wyniki datowañ U Pb na cyrkonach (144 ±40 mln lat) (Œl¹czka, 1998) oraz zbli one datowañ K/Ar wskazuj¹, e andezyty te powstawa³y na prze³omie jury i kredy. Ponadto ich genetyczny charakter nie zosta³ dotychczas analitycznie ustalony. Wczesno- do œrodkowojurajskie ryftowanie mog³o zachodziæ w basenie magurskim (Oszczypko, 2004), o ile przyj¹æ jurajsko-dolnokredowy profil tej jednostki wed³ug utworów rozpoznanych w strefie perypieniñskiej oraz w izolowanych wyst¹pieniach w po³udniowych Morawach (por. vábenická i in., 1997). Zasadowe ska³y magmowe typu cieszynitów i limburgitów, wystêpuj¹ce w zachodniej czêœci jednostki œl¹skiej, uwa ane s¹ za efekt ryftowej ekstensji (np. Narêbski, 1990; Dostal & Owen, 1998). S¹ one datowane metodami K/Ar i Ar/Ar na walan yn do barremu (Luciñska-Anczkiewicz i in., 2000; Grabowski i in., 2004). Dodatkowo Nemèok i in. (2001) sugeruj¹ wystêpowanie w basenach ZKZ tektonicznych, ekstensyjnych rowów i grzbietów w okresie walan yn cenoman. W przyjêtym tu ujêciu takie przejawy wczesnokredowej ekstensji mog³y byæ jedynie potomne w stosunku do zasadniczej fazy ryftowania, odpowiedzialnej za powstanie basenu ZKZ (Poprawa i in., 2002). Barremsko-albska faza kompresji. Trend zamieraj¹cej aktywnoœci obszarów Ÿród³owych, zwi¹zany z regionaln¹ subsydencj¹ termiczn¹, zosta³ lokalnie zaburzony w barremie albie (ryc. 3a; Poprawa i in., 2006). Obserwowane w tym okresie o ywienie przede wszystkim pó³nocnego obrze enia systemu basenów ZKZ, tj. po³udniowego sk³onu p³yty europejskiej, spowodowa³o nawrót sedymentacji klastycznej (ryc. 4c). Wprawdzie Ryc. 3. Zestawienie uproszczonych, jakoœciowych historii tektonicznej subsydencji/wypiêtrzania poszczególnych basenów/subbasenów sedymentacyjnych (wg Poprawy i in., 2002) oraz obszarów Ÿród³owych (wg Poprawy i in., 2006) zachodnich Karpat zewnêtrznych. U wypiêtrzanie, S tektoniczna subsydencja, PBCK paleogeñski basen centralnych Karpat. Basen magurski: i strefy wewnêtrzne, i strefy zewnêtrzne Fig. 3. Compilation of simplified qualitative histories of tectonic subsidence/uplift for the individual sedimentary basins/sub-basins (after Poprawa et al., 2002) and sediment source areas (after Poprawa et al., 2006) of the Western Outer Carpathians. U uplift, S tectonic subsidence, CCPB Central Carpathian Paleogene Basin. Magura Basin: i inner zones, i outer zones basenów sedymentacyjnych sedimentary basin SUBSYDENCJA/WYPIÊTRZANIE: SUBSIDENCE/UPLIFT OF: obszarów Ÿró³owych sediment source area 1069

5 ówczesne utwory s¹ reprezentowane raczej przez drobnorytmiczny flisz, jednak dla warstw lgockich/gezowych (ryc. 2) jest charakterystyczna obecnoœæ poziomów zlepieñcowych, w których wystêpuj¹ równie du e bloki egzotyków, siêgaj¹ce do ok. 1 m œrednicy (np. stanowiska w WoŸnikach i Barwa³dzie k/wadowic, czy Lusinie k/krakowa). Do morawskiej czêœci basenu by³y deponowane wówczas z przedpola du e olistolity ska³ek sztramberskich (np. Eliáš & Eliášová, 1984). Œwiadczy to o gwa³townym wypiêtrzaniu i erozji obszaru Ÿród³owego oraz o du ych kontrastach morfologicznych na drodze ich transportu. Faza aktywnoœci tektonicznej w strefie obszarów Ÿród³owych, zewnêtrznych w stosunku do basenów Karpat fliszowych mo e mieæ genetyczny zwi¹zek z gwa³town¹ depozycj¹ fliszow¹ we wschodnich Karpatach zewnêtrznych oraz faz¹ deformacji orogenicznych w œrodkowych i zewnêtrznych Dacydach, jak równie z subdukcj¹ i kolizj¹ w strefie penniñskiej na pó³noc i zachód od Karpat centralnych (Poprawa i in., 2006; por. Mišik & Marschalko, 1988; Sãndulescu, 1988). W przybli eniu równoczeœnie, do œrodkowego albu w³¹cznie, zachodzi³o wypiêtrzanie tektoniczne i erozja po³udniowo-zachodniego basenu polskiego (obszar monokliny przedsudeckiej; np. Karnkowski, 1999), a w mniejszym stopniu równie jego po³udniowej (rejon obrze enia Gór Œwiêtokrzyskich) i wschodniej czêœci. Przyjmuj¹c wzajemny zwi¹zek genetyczny tych procesów, wypiêtrzanie na ówczesnym po³udniowym sk³onie p³yty europejskiej oraz w wymienionych strefach basenu polskiego mo na t³umaczyæ przenoszeniem naprê- eñ kompresyjnych z karpackiej strefy kolizji na jej rozleg³e przedpole. Wysun¹æ z tego mo na wniosek o silnych, barremsko-apckich powi¹zaniach geodynamicznych pomiêdzy pó³nocn¹ domen¹ tetydzk¹ i p³yt¹ europejsk¹ na jej przedpolu. Wyniesienie œl¹skie jako turoñsko-paleoceñska, zakorzeniona strefa nasuwcza (-fa³dowa). Pocz¹wszy od turonu a do paleocenu wyniesienie œl¹skie, od po³udnia zasilaj¹ce materia³em detrytycznym basen œl¹ski, ulega³o gwa³townemu, diachronicznemu wypiêtrzaniu (ryc. 3f g). Oprócz bardzo wysokiego tempa depozycji (Poprawa i in., 2006) proces ten wyraÿnie odzwierciedla siê w zasadniczych zmianach facjalnych w obrêbie basenu œl¹skiego, w szczególnoœci w pojawieniu siê grubo³awicowego, stosunkowo s³abo sortowanego fliszu warstw godulskich, a nastêpnie warstw istebniañskich (ryc. 2), a tak e wzmo on¹ aktywnoœci¹ osuwisk podmorskich (Ksi¹ kiewicz, 1958; Unrug, 1968; S³omka, 1995). Charakterystyczn¹ cech¹ tych utworów jest obecnoœæ wk³adek gruboziarnistych zlepieñców, nierzadko zawieraj¹cych bloki egzotyków o œrednicy przewy szaj¹cej1mi,niekiedy, s³abym stopniu obtoczenia (Ksi¹ kiewicz, 1960b; Nowak, 1962; Wieser, 1985). Wysokie tempo depozycji oraz typ facjalny deponowanych w póÿnej kredzie i paleocenie w basenie œl¹skim osadów wymagaj¹ bardzo efektywnego, tektonicznego mechanizmu wypiêtrzania obszaru Ÿród³owego. W jego odtwarzaniu w szczególnoœci jest przydatna analiza zespo³u egzotyków, erodowanych wówczas z tego wyniesienia. Istotne znaczenie ma obecnoœæ w utworach dolnych warstw godulskich egzotyków starszych, dolnokredowych utworów fliszowych (np. Nowak, 1962). O ile czêœæ z nich mo e byæ wyrwana z pod³o a przez pr¹dy zawiesinowe i ruchy masowe, to np. egzotyki pochodz¹ce z warstw lgockich oraz du e olistolity utworów dolnokredowych œwiadcz¹ o silnym wypiêtrzaniu uprzednio g³êbokomorskich stref basenu. Tak znacz¹cych rozmiarów pionow¹ sk³adow¹ transportu tektonicznego fragmentu wype³nienia basenu œl¹skiego najproœciej wyt³umaczyæ mo na ruchem wzd³u kompresyjnych uskoków odwróconych (ryc. 4d). Ponadto sk³ad petrograficzny egzotyków ska³ krystalicznych œwiadczy, e np. w czasie depozycji utworów warstw istebniañskich by³y erodowane równoczeœnie ska³y reprezentuj¹ce bardzo szeroki zakres procesów metamorficznych, od s³abo zmienionych, epimetamorficznych ³upków po gnejsy i granulity wysokiego stopnia meta- Ryc. 4. Uproszczony schemat, prezentuj¹cy postulowane mechanizmy wypiêtrzania obszarów Ÿród³owych dla materia³u detrytycznego oraz model ewolucji tektonicznej systemu zachodnich Karpat zewnêtrznych w póÿnej jurze eocenie. Rekonstrukcja oparta g³ównie o wyniki analizy tempa depozycji (Poprawa i in., 2006) oraz analizy subsydencji (Poprawa i in., 2002). A tyton ()walan yn: wypiêtrzanie i erozja ekstensyjnych grzbietów oraz brzegów ryftu równoczesna z synryftow¹ subsydencj¹ rowów. B hoteryw() cenoman: regionalna, poryftowa subsydencja termiczna i zanikanie aktywnoœci obszarów Ÿród³owych. C barrem alb: faza kompresji w obrêbie poryftowego stadium rozwoju basenu (B), powoduj¹ca wypiêtrzanie pó³nocnego obrze enia basenów Karpat zewnêtrznych, a ewentualnie równie strefy póÿniejszego wyniesienia œl¹skiego. D senon wczesny paleocen: rozwój kolizyjnej, zakorzenionej strefy nasuwczej (-fa³dowej) w strefie wyniesienia œl¹skiego, ulegaj¹cej gwa³townemu wypiêtrzaniu i erozji. Spiêtrzanie p³aszczowin w tej strefie powodowa³o subsydencjê basenu fleksuralnego na jej proksymalnym przedpolu, zaœ transmisja naprê eñ kompresyjnych wypiêtrzanie jej dystalnego przedpola. BS jednostka zbudowana z osadów odk³utej, proksymalnej czêœci basenu œl¹skiego i jego pod³o a. E póÿny paleocen eocen: relokacja kolizyjnej strefy skracania na po³udnie (ku strefom wewnêtrznym systemu karpackiego) od basenu magurskiego. Powodowa³a ona gwa³towne wypiêtrzanie grzbietu po³udniowomagurskiego oraz fleksuralne uginanie jego przedpola, zarówno w strefach basenowych, jak i w strefie grzbietu œl¹skiego. BM jednostka zbudowana z osadów odk³utej, proksymalnej czêœci basenu magurskiego i jego pod³o a Fig. 4. Simplified scheme illustrating here discussed mechanisms of uplift of the detritus source area, as well as a model for late Jurassic Eocene tectonic evolution of the Western Outer Carpathians. Reconstruction is based mainly on results of analysis of deposition rate (Poprawa et al., 2006) and subsidence analysis (Poprawa et al., 2002). A Tythonian ()Valanginian: uplift and erosion of extensional horsts and rift shoulders simultaneous with syn-rift subsidence of grabens. B Hauterivian() Cenomanian: regional post-rift thermal subsidence and cease of source area activity. C Barremian Albian: phase of compression within the post-rift stage of the basin evolution (B), causing uplift of the Northern rim of the Outer Carpathians, and possibly also uplift of the zone of subsequent Silesian Ridge. D Senonian early Paleocene: development of collisional thick-skinned thrust belt in the area of Silesian Ridge, being a subject to intensive uplift and erosion. Nappe stacking in the Silesian Ridge led to subsidence of flexural basin in its proximal foreland and compression related uplift of its distal foreland. BS unit composed of detached proximal part of the Silesian Basin and its basement. E late Paleocene Eocene: relocation of the zone of collisional shortening to the south (towards inner zones of the Carpathian system) of the Magura Basin. This caused rapid uplift of the Southern Magura Ridge and flexural bending of its foreland, including zones of sedimentary basins and zone of Silesian Ridge. BM unit composed of sediments of detached proximal part of the Magura Basin and its basement 1070

6 A: tyton-()walan yn Tithonian-()Valanginian osady drobnoklastyczne fine-grained sediments p³ytkomorskie wêglany shallow water carbonates wyniesienie po³udniowe (œl¹skie) southern ridge (Silesian) rów Goleszowa Goleszów Graben basen œl¹ski Silesian Basin rów Wiœlicy Wiœlica Graben wyniesienie Baška Baška Ridge osady pr¹dów turbidytowych; flisz cienko³awicowy turbidite deposits; thin-bedded flysch flisz grubo³awicowy thick-bedded flysch synryftowa ekstensja syn-rift extension wypiêtrzanie uplift intensywna subsydencja rapid subsidence intensywna subsydencja rapid subsidence wypiêtrzanie uplift synryftowa ekstensja syn-rift extension flisz grubo³awicowy i/lub flisz z du ym udzia³em zlepieñców thick-bedded flysch and/or flysch with significant contribution of conglomerate B: hoteryw()-cenoman Hauterivian()-Cenomanian osady podmorskich ruchów masowych submarine slumps and debris and mud flow ujednolicony basen œl¹ski/podœl¹ski/skolski unified Silesian/Subsilesian/Skole Basin pokrywa osadowa w obszarach Ÿród³owych sedimentary cover of the source area pod³o e krystaliczne obszarów Ÿród³owych skorupa kontynentalna) cristalline basement of the source area (continental crust) umiarkowana subsydencja termiczna moderate thermal subsidence spowalniaj¹ca subsydencja termiczna decelerating thermal subsidence umiarkowana subsydencja termiczna moderate thermal subsidence strefa pieniñskiego pasa ska³kowego Pieniny Klippen Belt zone aktywne strefy nasuwcze active thrust zone nieaktywne strefy nasuwcze unactive thrust zone sinistralna sk³adowa przesuwcza kolizyjnego transportu tektonicznego sinistral strike-slip component of the collisional tectonic transport C: barrem-alb Barremian-Albian strefa po³udniowa odpowiadaj¹ca póÿniejszemu wniesieniu œl¹skiemu southern Zone adequate to the subsequent Silesian ridge subsydencja z mo liwymi epizodami wypiêtrzania subsidenc with possible episodes of uplift ujednolicony basen œl¹ski/podœl¹ski/skolski unified Silesian/Subsilesian/Skole Basin kontynuacja subsydencji termicznej z mo liwymi fazami kompresji continuation of thermal subsidence with possible phases of compression pó³nocne obrze enie Northern rim okresowe umiarkowane wypiêtrzanie kompresyjne episodic limited compressional uplift turon-wczesny paleocen D: Turonian-Early Paleocene basen magurski Magura Basin wyniesienie œl¹skie - topografia górska Silesian Ridge - mountain topography proksymalna czêœæ basenu œl¹skiego proximal Silesian Basin dystalna czêœæ basenu œl¹skiego distal Silesian Basin strefa podœl¹ska Subsilesian Zone strefa skolska Skole Zone pó³nocne obrze enie - topografia klifowa Northern rim - clifs umiarkowana subsydencja limited subsidence gwa³towne kolizyjne wypiêtrzanie w aktywnej strefie nasuwczej (-fa³dowej) rapid collisional uplift fleksuralna subsydencja flexural subsidence umiarkowane wypiêtrzanie wa³u feksuralnego wzmocnione przez wp³yw kompresji limited uplift of flexural forebuldge enhanced by compression due to coupling of the active (fold-) thrust belt zakorzeniona kolizja i silne powi¹zania geodynamiczne z przedpolem, powoduj¹ce przenoszenie naprê eñ kompresyjnych thick-skinned collision and tectonic coupling with foreland laeding to tansmition of compressional stresses umiarkowane wypiêtrzanie pod wp³ywem kompresji limited uplift due to compression wypiêtrzanie pod wp³ywem kompresji limited uplift due to compression E: póÿny paleocen-eocen Late Paleocene-Eocene wyniesienie po³udniowomagurskie topografia górska Southern Magura Ridge mountain topography basen magurski Magura Basin wyniesienie œl¹skie, topografia czêœciowo zdenudowana Silesian Ridge, topography partly denudated strefa œl¹ska Silesian Zone strefa podœl¹ska Subsilesian Zone strefa skolska Skole Zone pó³nocne obrze enie metakarpacki wa³ fleksuralny Northern rim Meta-Carpathian flexural bulge BM gwa³towne kolizyjne wypiêtrzanie w aktywnej strefie nasuwczej (-fa³dowej) rapid collisional uplift of the active (fold-) thrust belt fleksuralna subsydencja flexural subsidence zakorzeniona kolizja i fleksuralne uginanie p³yty przedpola thick-skinned collision and flexural bending of the forland plate denudacja nieaktywnych p³aszczowin udenudation of the unactive nappes fleksuralna subsydencja flexural subsidence fleksuralna subsydencja flexural subsidence umiarkowane wypiêtrzanie wa³u fleksuralnego limited uplift of the flexural bulge 1071

7 morfizmu (Wieser, 1985; Unrug, 1968; Skulich, 2001). Za³o enie, e stanowi¹ one erodowan¹ pokrywê wypiêtrzanego, jednolitego zrêbu (np. Unrug, 1968; Ksi¹ kiewicz, 1960b) wydaje siê gorzej t³umaczyæ te obserwacje ni proponowany tu model kolizyjnie spiêtrzonych, zakorzenionych p³aszczowin o wzajemnie zró nicowanej budowie. Zmiany udzia³u materia³u erodowanego z pokrywy osadowej w sk³adzie detrytusu dostarczanego z wyniesienia œl¹skiego równie utrudniaj¹ stosowanie modelu denudacji jednolitego bloku, niezale nie czy wypiêtrzanego kompresyjnie czy ekstensyjnie. Przyk³adowo, o ile w czasie depozycji utworów górnych warstw istebniañskich udzia³ egzotyków ska³ osadowych jest znikomy, to na kolejnym etapie erozji, tj. w czasie depozycji piaskowców ciê kowickich (wczesny eocen), powszechne s¹ egzotyki np. wapieni typu sztramberskiego (np. Morycowa, 1968; Leszczyñski, 1978). Tak¹ zmianê budowy obszaru Ÿród³owego równie mo na t³umaczyæ nasuniêciem z koñcem paleocenu kolejnej ³uski tektonicznej i nastêpuj¹c¹ po tym jej ekspozycj¹ na erozjê (ryc. 4d). W wiêkszoœci przypadków wœród materia³u erodowanego z wyniesienia œl¹skiego trudno stwierdziæ egzotyki ska³, stanowi¹cych górnopaleozoiczn¹ pokrywê osadow¹ masywu Brunovistulicum. Jednak e powszechn¹ obecnoœæ tzw. kwarców y³owych w utworach, np. warstw godulskich i istebniañskich, których kontrast obtoczenia w stosunku do wspó³wystêpuj¹cych, s³abiej obtoczonych, choæ bardziej podatnych na mechaniczn¹ obróbkê klastów nadaje im cechy materia³u na wtórnym z³o u, mo na by t³umaczyæ erozj¹ zlepieñców karboñskich typu warstw ³aziskich bloku górnoœl¹skiego. Ponadto wg Ksi¹ kiewicza (1960b) w zlepieñcach warstw istebniañskich, np. w rejonie Mucharza, wystêpuj¹ klasty wêglanowych utworów dewonu (typu dêbnickiego) oraz dolnego karbonu, jak równie klasty górnokarboñskiego wêgla. Tak e Tomaœ i in. (2004) stwierdzili w kilku stanowiskach obecnoœæ wœród materia³u erodowanego z wyniesienia œl¹skiego klastów wêglanów górnego dewonu i dolnego karbonu. Utwory te wspó³wystêpuj¹ z blokami ska³ metamorficznych, które wed³ug datowañ K/Ar ³yszczyków ulega³y przeobra eniu w karbonie i permie (Poprawa i in., 2004, 2005). W morawskiej czêœci Karpat wystêpuj¹ ponadto bloki granitów, erodowanych z wyniesienia œl¹skiego, których wiek Han l i in. (2000) okreœlili równie na karbon i perm. Wspó³wystêpowanie w obszarze Ÿród³owym dewoñsko-karboñskich, niezmienionych ska³ osadowych z produktami karboñsko-permskiego, orogenicznego metamorfizmu i plutonizmu mo na wyt³umaczyæ przyjmuj¹c, e w póÿnej kredzie paleocenie erodowane by³y one z odrêbnych jednostek tektonicznych, pierwotnie w stosunku do siebie egzotycznych, a zestawionych w strefie wyniesienia œl¹skiego wskutek nasuwczego transportu tektonicznego i/lub ruchów przesuwczych (ryc. 4d). Prezentowany tu model wyniesienia œl¹skiego jako zwi¹zanej z kolizj¹, zakorzenionej strefy nasuwczej (-fa³dowej), a zatem przenosz¹cej naprê enia kompresyjne na swoje przedpole, jest spójny z rozwojem basenów i stref Ÿród³owych po³o onych dalej na pó³noc. Obci¹ enie wywo³ane nasuwaj¹cym siê wyniesieniem œl¹skim oraz jego kolizyjny nacisk na p³ytê przedpola pozwala t³umaczyæ subsydencjê proksymalnej strefy basenu œl¹skiego (ryc. 3e) mechanizmem fleksuralnego uginania, zaœ wypiêtrzanie jego czêœci dystalnej (3d), w tym strefy podœl¹skiej (3c) oraz basenu skolskiego (3b) jako skutek re imu kompresyjnego (ryc. 4d, 5) (Poprawa i in., 2002). W takim ujêciu strefa wyniesienia podœl¹skiego (wêglowieckiego) pierwotnie zosta³a za³o ona w turonie jako wa³ fleksuralny, którego wypiêtrzanie by³o kontynuowane póÿniej, w wyniku oddzia³ywania silnych naprê eñ kompresyjnych w pod³o u. Strukturalne przejawy kompresji w póÿnej kredzie w basenach Karpat zewnêtrznych s¹ dokumentowane przez Nemèoka i in. (2001). PóŸnokredowo-paleoceñsk¹ kompresjê mo na równie uwa aæ za przyczynê wypiêtrzania obszarów Ÿród³owych po³o onych na zewn¹trz od basenów Karpat fliszowych, tj. na po³udniowym sk³onie p³yty europejskiej (ryc. 3a, 4d). Zaznacza siê ono wzrostem tempa dostawy detrytusu do basenu skolskiego w póÿnym senonie i paleocenie (Poprawa i in., 2006), pojawieniem siê cienko³awicowego fliszu margli krzemionkowych i warstw ropianieckich (inoceramowych) oraz uaktywnieniem siê podmorskich sp³ywów mu³owych, np. i³ów babickich i okruchowców osuwiskowych z Makówki z klastami margli z Wêgierki (ryc. 2, 4d) (Bukowy, 1956; Kotlarczyk, 1978). Pod koniec póÿnej kredy oraz w paleocenie mia³a równie miejsce dostawa z pó³nocy do basenu osadów frakcji zlepieñcowej, zawieraj¹cych liczne, s³abo obtoczone egzotyki, a nawet du e olistolity, np. ska³ka w Kruhelu (np. Morycowa, 1988), œwiadcz¹cych o powstaniu du ych gradientów topograficznych miêdzy obszarem Ÿród³owym a basenem. PóŸnokredowa aktywnoœæ obszarów Ÿród³owych na po³udnie od wyniesienia œl¹skiego (ryc. 3j) odzwierciedla siê jedynie w umiarkowanym wzroœcie dostawy materia³u detrytycznego do pó³nocnej czêœci basenu magurskiego oraz do dukielskiej strefy facjalnej (Poprawa i in., 2006). W po³udniowej czêœæ basenu magurskiego, a tak e w strefie depozycji utworów pieniñskiego pasa ska³kowego (PPS) zjawisko to nie jest dostrzegane. Jedynym jego oddÿwiêkiem mo e byæ epizodyczna depozycja, pocz¹wszy od kampanu, niewielkiej mi¹ szoœci cienko³awicowego fliszu formacji z Kaniny oraz grubo³awicowego fliszu piaskowców ze Szczawiny, zaœ w strefie PPS zlepieñców i piaskowców warstw jarmuckich (ryc. 2). Obecnoœæ wœród egzotyków, dostarczanych w eocenie do basenu magurskiego z po³udnia, paleoceñskich wapieni litotamniowych i litotamniowo-koralowych (Alexandrowicz i in., 1966; Oszczypko, 1975; Hoffmann [W]: Oszczypko i in., 1992) œwiadczy, e w paleocenie tak e strefa póÿniejszego wyniesienia po³udniowomagurskiego by³a, przynajmniej okresowo, obszarem stagnuj¹cym oraz tektonicznie wzglêdnie spokojnym. Pocz¹tek wzmo onej aktywnoœci czêœci obszarów Ÿród³owych, jak równie przebudowy geometrii basenów ZKZ i ich facjalnej architektury, nast¹pi³ w przybli eniu równoczeœnie z turoñsk¹ faz¹ aktywnoœci orogenicznej i nasuwaniem p³aszczowin (ryc. 5) w centralnych Karpatach wewnêtrznych (np. Andrusov i in., 1973; Maluski i in., 1993). Pozwala to sugerowaæ, e po wyczerpaniu mo liwoœci kompensowania orogenicznej konwergencji deformacjami w Karpatach centralnych w turonie, naprê enia kompresyjne zosta³y nastêpnie przeniesione na ich przedpole. Wystêpowanie przekonuj¹cych dowodów na póÿnokredow¹ i paleoceñsk¹ kompresjê g³ównie na zewn¹trz od wyniesienia œl¹skiego (ryc. 5) stanowi dodatkow¹ przes³ankê, e to wyniesienie stanowi³o wówczas strefê skracania (ryc. 4d), przemieszczon¹ z centralnych Karpat. Dla weryfikacji koncepcji geotektonicznych, t³umacz¹cych póÿnokredow¹ i paleoceñsk¹ ewolucjê ZKZ, w tym alternatywnych wzglêdem tu proponowanej, szcze- 1072

8 gólnie u yteczna mo e byæ charakterystyka budowy geologicznej strefy wyniesienia œl¹skiego i ówczesnych procesów geologicznych w niej zachodz¹cych (por. ryc. 6). Sk³ad materia³u detrytycznego, erodowanego z tego wyniesienia wydaje siê wykluczaæ hipotezê Sikory (1976), a po czêœci równie Oszczypki (2004), o póÿnokredowej subdukcji i obecnoœci ³uków wyspowych w systemie zachodnich Karpat zewnêtrznych. Do wniosku takiego upowa nia ubóstwo w detrytusie materia³u wulkanicznego, a zw³aszcza ca³kowity brak materia³u zwi¹zanego z subdukcyjnym magmatyzmem wieku senoñskiego (ryc. 6). G³ównym argumentem przeciwko kolejnej alternatywie, tj. naskórkowemu charakterowi kolizji, w tym powstawaniu wyniesieñ w wyniku rozwoju antyklinalnych stref nadnasuwczych nad tworz¹cymi siê odk³uciami (Jankowski, 2000), s¹ brak dominacji w materiale detrytycznym starszych utworów fliszowych oraz wspomniane wczeœniej bardzo du e zró nicowanie budowy geologicznej wyniesienia œl¹skiego (ryc. 6). Szczególnie istotny w tym kontekœcie jest du y udzia³ w obrêbie erodowanego materia³u detrytycznego ska³ pod³o a krystalicznego, w tym utworów wysokiego stopnia metamorfizmu. Taki charakter materia³u detrytycznego ogranicza równie mo liwoœæ zastosowania do obszarów Ÿród³owych Karpat zewnêtrznych mechanizmu kompresyjnej inwersji strukturalnej wzd³u starszych uskoków ekstensyjnych, proponowanego przez Jankowskiego (2000) i Oszczypkê (2004). Innymi cechami wyniesienia œl¹skiego, nietypowymi dla obszarów wypiêtrzanych w wyniku kompresyjnej inwersji strukturalnej jest bardzo wysokie tempo wypiêtrzania i erozji oraz stosunkowo d³ugi czas ich kontynuowania siê (ryc. 6). Sugestia Sãndulescu (1988), e wyniesienie œl¹skie stanowi³o zachodnie przed³u enie wczesnokredowej strefy orogenicznej œrodkowych i zewnêtrznych Dacytów, tak e jest trudna do przyjêcia. W barremie albie w basenach ZKZ brak jest wyraÿnego zapisu aktywnoœci tektonicznej wyniesienia œl¹skiego, zaœ izotopowe datowania ska³ krystalicznych nie wskazuj¹ na mo liwoœæ zachodzenia w tym okresie w strefie wyniesienia œl¹skiego orogenicznego metamorfizmu i magmatyzmu (Poprawa i in., 2004). Kolejna alternatywna koncepcja, przyjmuj¹ca e czynnikiem prowadz¹cym do powstawania topografii wyniesienia œl¹skiego w póÿnej kredzie by³a tektonika przesuwcza (Golonka i in., 2006) dobrze t³umaczy intensywne wypiêtrzanie i erozjê obszaru Ÿród³owego oraz du e ówczesne tempo depozycji utworów w proksymalnej czêœci basenu œl¹skiego. Niemniej jednak w strefie póÿnokredowo-paleoceñskiego wyniesienia œl¹skiego trudno dopatrzyæ siê szeregu cech, wskaÿnikowych dla obszarów Ÿród³owych powsta³ych w strefach przesuwczych (np. bloki pop-up) (ryc. 6). Szczególnie istotny jest wzglêdnie d³ugi czas intensywnego wypiêtrzania grzbietu œl¹skiego, które trwa³o, zale nie od strefy, oko³o mln lat lub wiêcej. Kontrastuje to z zazwyczaj krótkotrwa³ymi impulsami gwa³townego wypiêtrzania w strefach przesuwczych. Obszary Ÿród³owe rozwiniête w takim re imie tektonicznym stanowi¹ zwykle niewielkie bloki, najczêœciej o proporcjonalnych kszta³tach, podczas gdy wyniesienie œl¹skie stanowi³o stosunkowo du ¹ strukturê o wyraÿnie wyd³u onym kszta³cie. Tak e wspomniane powy ej du e zró nicowanie materia³u, erodowanego z poszczególnych stref wyniesienia œl¹skiego na poszczególnych etapach erozji, du y zasiêg wg³êbny erozji, jak równie istotne zmiany budowy geologicznej poszczególnych stref wyniesienia w czasie, ³atwiej t³umaczyæ koncepcj¹ pasa nasuwczo-fa³dowego zwi¹zanego z kolizj¹ ni koncepcj¹ przesuwczych bloków typu pop-up. Dodatkowo, jak to przywo³ywano powy ej, w basenie ZKZ Nemèok i in. (2001) stwierdzili strukturalne przes³anki na wystêpowanie w póÿnej kredzie paleocenie re imu kompresyjnego. Wed³ug prezentowanego tu pogl¹du sinistralna sk³adowa przesuwcza na uskokach, wzd³u których dochodzi³o do wypiêtrzania grzbietu œl¹skiego jest wysoce prawdopodobna, aczkolwiek nie by³a dominuj¹cym mechanizm wypiêtrzania (ryc. 4d). Do wniosku o jej obecnoœci prowadzi przyjêcie dla systemu alpejsko-karpackiego tektoniki ekstruzji (np. Ratschbacher i in., 1991) oraz rozwiniêcie palinspastyczne ³uku Karpat zewnêtrznych na planie. Wskazuje ono, e oprócz dodatkowej rotacji bloków w obrêbie sytemu karpacko-panoñskiego, w czasie zamykania systemu basenów Karpat zewnêtrznych przewa a³ transport tektoniczny ku pó³nocy i wschodowi, posiadaj¹cy wzglêdem p³yty europejskiej wspomnian¹ sk³adow¹ przesuwcz¹. W odniesieniu do póÿnokredowo-paleoceñsko-eoceñskiej ewolucji zachodnich Karpat zewnêtrznych now¹ koncepcjê, zdecydowanie odmienn¹ od poprzednich, zaproponowali Dziadzio i in. (2005). W oparciu o dane sejsmiczne zasugerowali oni obecnoœæ normalnych uskoków, zamykaj¹cych w póÿnym paleocenie i wczesnym œrodkowym eocenie lokalne depocentrum piaskowców ciê kowickich. Wyci¹gnêli z tego wniosek o ówczesnej fazie ekstensji i ryftowania w ZKZ, który przenieœli równie na okres depozycji piaskowców istebniañskich (póÿny senon paleocen), aczkolwiek w przypadku drugiego z powy ej wymienionych okresów pozostaje to w sprzecznoœci z Nemèokiem i in. (2001), dowodz¹cymi ówczesnej kompresji. Rekonstrukcja synsedymentacyjnych uskoków z sekcji sejsmicznych we wschodniej czêœci polskich Karpat, cechuj¹cej siê wzglêdnie du ym stopniem deformacji tektonicznych, nie jest ³atwa i jednoznaczna, co uwidacznia choæby próba odniesienia powy szej interpretacji do innych, publikowanych sekcji sejsmicznych z tego obszaru (por. Baszkiewicz i in., 2001), gdzie trudno stwierdziæ obecnoœæ struktur ekstensyjnych eoceñskiego wieku. Ponadto wystêpowanie uskoków normalnych o zrzutach rzêdu kilkudziesiêciu czy nawet pojedynczych kilkuset metrów w kontekœcie kolizyjnym mo na alternatywnie wyt³umaczyæ zjawiskiem fleksuralnej ekstensji. Koncepcja póÿnokredowo-eoceñskiego ryftowania w basenie œl¹skim napotyka natomiast istotne ograniczenia przy próbie uwzglêdnienia w takim modelu procesów zachodz¹cych w strefie wyniesienia œl¹skiego oraz po³udniowomagurskiego. Stosunkowo niewielka odleg³oœæ miêdzy basenem œl¹skim a grzbietem œl¹skim w póÿnej kredzie paleocenie powoduje, e wypiêtrzanie tego ostatniego w takim modelu równie musia³o by zachodziæ w re imie ekstensyjnym. Jednak e dyskutowane ju powy- ej cechy grzbietu œl¹skiego, takie jak jego gwa³towne i d³ugotrwa³e wypiêtrzanie, du y zasiêg wg³êbny erozji oraz bardzo du e zró nicowanie erodowanego materia³u, wydaj¹ siê byæ sprzeczne z cechami ekstensyjnie wypiêtrzanych zrêbów (ryc. 6). 1073

9 miocen- Miocene- -oligocen -Oligocene eocen- Eocene- -póÿny paleocen -Late Paleocene wczesny paleocen- Early Paleocene- -kampan -Campanian santon- Santonian- -turon -Turonian cenoman- Cenomanian- -barrem -Barremian hoteryw- Hauterivian- -tyton -Tithonian oksford- Oxfordian- -kimeryd -Kimmeridgian 1074 domena Meliaty Meliata domain subdukcja i kolizja subduction & collision mezozoiczne pod³o e oceaniczne Mesozoic oceanic basement pasy nasuwczo-fa³dowe thrust-and-fold tectonics synkinematyczna pokrywa osadowa typu basenów niesionych syn-kinematic sedimentary cover of piggy-back type potektoniczna pokrywa osadowa post-tectonic sedimentary cover fleksuralne uginanie flexural bending Karpaty Centralne Central Carpathians waryscyjskie pod³o e kontynent. Variscan continental basem. domena penniñska (Vahicum) Penninic domain subdukcja i kolizja subduction & collision mezozoiczne pod³o e oceaniczne Mesozoic oceanic basement wyniesienie po³udniowo- -magurskie Southern Magura Ridge umiarkowana subsydencja limited subsidence intensywna subsydencja faza aktywnoœci tektonicznej intensive subsidence phase of tectonic activity umiarkowane wypiêtrzanie limited uplift intensywne wypiêtrzanie oraz erozja intensive uplift and erosion Przyjêcie powy szej argumentacji, a w efekcie przyjêcie koncepcji powstawania topografii wyniesienia œl¹skiego w wyniku spiêtrzania p³aszczowin, pozwala umiejscowiæ ten proces w spójnym, ponadregionalnym schemacie zdarzeñ tektonicznych. Zjawiska kompresji oraz tektonicznego wypiêtrzania i inwersji wykazuj¹ w skali Karpat zewnêtrznych tendencjê do diachronizmu, pozwalaj¹c wnioskowaæ, e stopniowo kolejne strefy systemu wyczerpywa³y mo liwoœci kompensowania za pomoc¹ deformacji konwergencji miêdzy mikrop³ytami Tetydy i p³yt¹ europejsk¹ (ryc. 5). W strefie œl¹skiej, podœl¹œkiej i skolskiej oddÿwiêk tych zjawisk uwidacznia siê zw³aszcza w póÿnym senonie i w paleocenie. Odpowiada to w czasie g³ównej fazie kompresji i inwersji bruzdy œródpolskiej, a nastêpnie wypiêtrzania i erozji wa³u œródpolskiego (por. Œwidrowska & Hakenberg, 1999; Krzywiec, 2002). Z powy szego wnioskowaæ mo na o genetycznym zwi¹zku inwersji bruzdy œródpolskiej z kolizj¹ w zewnêtrznych Karpatach, a poœrednio o silnych powi¹zaniach geodynamicznych w póÿnym senonie i paleocenie pomiêdzy pó³nocn¹ domen¹ tetydzk¹ i domen¹ perytetydzk¹ (por. Ziegler i in., 1995). Wed³ug przedstawianej tu interpretacji Ÿród³em, b¹dÿ jednym ze Ÿróde³ naprê eñ kompresyjnych, powoduj¹cych inwersjê bruzdy œródpolskiej by³y procesy zwi¹zane z zakorzenion¹ kolizj¹ mikrop³yty o konsolidacji waryscyjskiej z jej przedpolem o neoproterozoicznej konsolidacji pod³o a (por. Poprawa i in., 2004, 2005), zachodz¹ce w strefie wyniesienia œl¹skiego. Fleksuralne uginanie przedpola eoceñskiej strefy nasuwczej (-fa³dowej) oraz eoceñsko-mioceñska synorogeniczna depozycja Pocz¹wszy od póÿnego paleocenu, a g³ównie w trakcie eocenu, zasz³y istotne zmiany w konfiguracji basenów sedymentacyjnych Karpat zewnêtrznych oraz ich obszarów Ÿród³owych (np. Ksi¹ kiewicz, 1960b). Wyra a³y siê one ujednoliceniem facjalnym basenu obejmuj¹cego œl¹sk¹, podœl¹sk¹ i skolsk¹ strefê facjaln¹ (ryc. 2, 4e) oraz basen maurski Magura Basin waryscyjskie pod³o e kontynentalne Variscan continental basement wyniesienie œl¹skie Silesian Ridge Kompresyjne deformacje: Compressional deformation: znacz¹ce significant umiarkowane limited niepewne uncertain strefa/basen œl¹ski Silesian Zone/Basin strefa podœl¹ska Subsilesian Zone strefa/basen skolski Skole Zone/Basin kadomskie (-kaledoñskie) pod³o e kontynentalne Cadomian (-Caledonian) continental basement przedpole basen/ni Polski foreland Polish Basin/Lowlands stagnacja stagnation przemieszczanie g³ównych stref kolizyjnego skracania relocatin of the main zones of collisional shortening Ryc. 5. Sukcesja zasadniczych, synorogenicznych deformacji alpejskich w zachodniej czêœci systemu karpackiego oraz jego przedpolu. Rycina ilustruje diachronizm procesów kolizyjnego skracania oraz ich relokacjê w turonie z obszaru Karpat centralnych w rejon wyniesienia œl¹skiego. Charakter i granice terranów w pod³o u zachodnich Karpat zewnêtrznych wg Poprawy i in. (2004, 2005). W obrêbie indywidualnego pola oznaczenia u³o one w porz¹dku czasowym (wy ej m³odsze) oraz przestrzennym (na prawo kierunek do zewn¹trz strefy kolizji) Fig. 5. Succession of the major Alpine synorogenic deformations in the western part of Carpathian system and its foreland. The figure illustrates diachronic migration of the main collisional shortening zone and its Turonian relocation from the Central Carpathians into location of the Silesian Ridge. A character and limits of terrains in the basement of the Western Outer Carpathians after Poprawa et al. (2004, 2005). Symbols within each individual cell are arranged in time order (upwards younger) and spatial order (rightwards outwards of the collision zone)

10 zanikiem aktywnoœci wyniesienia œl¹skiego (ryc. 3f) i obszarów Ÿród³owych (ryc. 3a) po³o onych na pó³noc od basenów Karpat zewnêtrznych (Poprawa i in., 2006). Zdecydowanie odmienny by³ rozwój basenu magurskiego, gdzie w eocenie mia³o miejsce maksymalne zró nicowanie facjalne (ryc. 2), spowodowane przez stopniowe rozszerzanie siê ku pó³nocy zasiêgu depozycji grubo³awicowego, s³abo sortowanego i czêsto gruboziarnistego fliszu warstw magurskich (np. Oszczypko, 1992; Bromowicz, 1992). Ku pó³nocy warstwy magurskie by³y obocznie zastêpowane przez cienko³awicowy, teksturalnie bardziej dojrza³y flisz typu formacji beloweskiej, a nastêpnie przez hemipelagiczne ³upki pstre (ryc. 2). Gwa³towna dostawa materia³u detrytycznego do warstw magurskich wyra a³a tektoniczne uaktywnienie siê po³udniowomagurskiego obszaru Ÿród³owego (ryc. 3j), który jeszcze w paleocenie by³ obszarem stagnuj¹cym (Poprawa i in., 2006). W kontraœcie do rozwoju basenu magurskiego pozostaje brak depozycji we wczesnym eocenie w strefie przysz³ego paleogeñskiego basenu centralnych Karpat (PBCK), a nastêpnie akumulacja w tym basenie niewielkiej mi¹ szoœci klastycznych i wêglanowych utworów œrodkowego i górnego eocenu, zawieraj¹cych materia³ z erodowanych mezozoicznych wêglanów, charakterystycznych dla p³aszczowin tatrzañskich (np. Passendorfer & Roniewicz, 1963). Brak zaœ w tym materiale istotnego udzia³u klastów ska³ pod³o a krystalicznego, w tym ska³ metamorficznych, charakterystycznych dla Ÿród³a po³udniowomagurskiego (por. Wieser, 1970; Soták et al., 2001). Z jednej strony wskazuje to, e wyniesienie po³udniowomagurskie nie zasila³o w eocenie PBCK, z drugiej zaœ e materia³ dla warstw magurskich nie pochodzi³, ekstensja extension przesuwczoœæ strike-slip pop-up Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 12, 2006 jak to sugerowa³ Oszczypko (2004), ze stref Karpat centralnych po³o onych dalej na po³udnie od PBCK. Drugi z powy szych wniosków potwierdzaj¹ dodatkowo wnioski Jaksy-Bykowskiego (1925), stwierdzaj¹ce e egzotyki ska³ krystalicznych wewnêtrznej czêœci basenu magurskiego nie nawi¹zuj¹ do budowy pod³o a w pó³nocnej czêœci centralnych Karpat. Ponadto materia³ z pod³o a krystalicznego obszaru Ÿród³owego zasilaj¹cego w (póÿnym eocenie ) wczesnym oligocenie z pó³nocy PBCK (Soták i in., 2001; Gedl, 2000), charakteryzuje siê wyra- Ÿnym wzbogaceniem w ofiolitowy detrytus, w tym m.in. w detrytyczne serpentynity, spinele i klasty szkliwa wulkanicznego, który wy ej w profilu przechodzi w materia³ zdominowany przez ska³y plutoniczne, metamorficzne i wulkaniczne (Soták i in., 1996). Sk³ad materia³u detrytycznego z tego Ÿród³a wydaje siê w pewnym stopniu nawi¹zywaæ do budowy wyniesienia Andrusova (por. Birkenmajer, 1988; Mišik & Marschalko, 1988), zaœ kontrastuje on z detrytusem z pod³o a krystalicznego wyniesienia po³udniowomagurskiego, zdominowanym przez gnejsy, ³upki metamorficzne i granitoidy (np. Jaksa-Bykowski, 1925; Wieser, 1970, 1985; Oszczypko, 1975). Charakterystyczne s¹ równie ró nice w sk³adzie egzotyków ska³ osadowych, dostarczanych w oligocenie z pó³nocy do strefy podhalañskiej, wykazuj¹cych zwi¹zek z p³aszczowinami tatrzañskimi (Chowaniec, 1985), a materia³em dostarczanym w eocenie z po³udnia do basenu magurskiego, gdzie pojawiaj¹ siê egzotyki wêglanów pochodz¹cych z erozji strefy pieniñskiego pasa ska³kowego (Oszczypko, 1975; Hoffmann [W]: Oszczypko i in., 1992). W efekcie wnioskowaæ mo na, e basen magurski i jego po³udniowy obszar Ÿród³owy by³y w eocenie oddalo- kompresyjna inwersja strukturalna structural inversion due to compression nasuwczoœæ zakorzeniona thick-skinned collision nasuwczoœæ naskórkowa thin-skined collision subdukcyjny ³uk wyspowy island arc related to subduction tempo wypiêtrzania/erozji rate of uplift/erosion wysokie niskie high low czas trwania wypiêtrzania/erozji duration of uplift/erosion d³ugi krótki long short zasiêg wg³êbny erozji level of erosinal incision g³êboki p³ytki deep shallow rozmiar obszaru Ÿród³owego size of source area du y niewielki large small kszta³t obszaru Ÿród³owego shape of source area proporcjonalny wyd³u ony regular elongated zró nicowanie erodowanego materia³u divergence of eroded detritus du e niewielkie significant limited magmatyzm/metamorfizm równowiekowy z wypiêtrzaniem magmatism/metamorphism coeval in time with uplift intensywny brak intense missing zakresy typowe dla poszczególnych re imów tektonicznych ranges characteristic for the ceratin tectonic regimes zakresy stwierdzone b¹dÿ interpretowane dla senoñsko-paleoceñskiego wyniesienia œl¹skiego ranges observed or interpreted for the Senonian-Paleocene Silesian Ridge Ryc. 6. Zestawienie cech wskaÿnikowych dla wybranych, typowych mechanizmów tektonicznych wypiêtrzania obszarów Ÿród³owych dla basenów sedymentacyjnych. Odniesienie charakterystyki póÿnokredowo-paleoceñskiego wyniesienia œl¹skiego do powy szego schematu wskazuje, i posiada ona cechy obszarów wypiêtrzanych na skutek kolizyjnego spiêtrzania zakorzenionych p³aszczowin Fig. 6. Assemble of features indicative for some of typical mechanisms of the tectonic uplift of source areas for sedimentary basins. A characteristics revealed for late Cretaceous to Paleocene Silesian Ridge is related to the scheme, leading to conclusion, that the source area was uplifted due collisionial thick-skinned thrusting 1075

11 ne od PBCK, zatem równie od Karpat centralnych. Dystans ten by³ kolizyjnie i/lub przesuwczo niwelowany w oligocenie wczesnym miocenie, a strefa po³o ona pomiêdzy basenem magurskim a Karpatami centralnymi by³a wówczas silnie przebudowywana. Pocz¹wszy od oligocenu podobny typ gwa³townej depozycji, jak w basenie magurskim obejmuje równie strefê fliszu podhalañskiego (ryc. 2), dokumentuj¹c analogiczne uaktywnienie siê jego obszarów Ÿród³owych. Rozwój PBCK w œrodkowym eocenie oligocenie wi¹zany jest z aktywnym brzegiem Karpat wewnêtrznych w strefie subdukcji i odnoszony jest do modelu basenów przed³ukowych (Tari i in., 1993; Soták i in., 2001). Stwarza to sugestiê, e strefa kolizji i skracania znajdowa³a siê wówczas na pó³noc od tego basenu, zatem najprawdopodobniej w obszarze wyniesienia po³udniowomagurskiego (ryc. 4e). Obecnoœæ wœród klastów frakcji zlepieñcowej starszych ska³ fliszowych, czêœciowo deponowanych w basenie magurskim, np. utworów senoñskich w facji typu warstw inoceramowych (Oszczypko, 1975; Hoffmann [W]: Oszczypko i in., 1992) potwierdza mechanizm kompresyjnego wypiêtrzania po³udniowomagurskiego obszaru Ÿród³owego, które anga owa³o dodatkowo po³udniowe segmenty górnokredowo-paleoceñskiego basenu magurskiego (ryc. 4e). Poœrednio potwierdzaj¹ to równie analizy petrograficzne piaskowców magurskich, które Bromowicz (1992) zakwalifikowa³ jako pochodz¹ce z orogenu, przerabianego w strefie kolizji. Charakterystyczne jest wystêpowanie spineli chromowych wœród minera³ów ciê kich w tych utworach, które deponowane by³y do basenu magurskiego z po³udnia, prawdopodobnie recyklowanych ze strefy erozji kompleksów ofiolitowych po³o onej na po³udnie od pieniñskiego pasa ska³kowego (Winkler & Œl¹czka, 1994; Salata, 2002; por. Mišik & Marschalko, 1988; Birkenmajer, 1988). Taka pozycja paleogeograficzna Ÿród³a spineli stwarza sugestiê, e mog³o ono mieæ zwi¹zki z grzbietem Andrusova. Jednak e warte podkreœlenia s¹ istotne ró nice pomiêdzy ska³ami krystalicznymi, erodowanymi z obu wyniesieñ. W materiale erodowanym z grzbietu Andrusova ska³y magmowe zdecydowanie dominuj¹ nad metamorficznymi, a datowania K/Ar wskazuj¹ na mezozoiczne zdarzenie tektoniczno-termiczne w tej domenie (np. Mišik & Marschalko, 1988; Birkenmajer, 1988). Natomiast w przypadku utworów krystalicznych, erodowanych z wyniesienia po³udniowomagurskiego, w przewadze metamorficznych, wstêpnie stwierdzono póÿnokarboñsko-permski wiek ostatniego zdarzenia tektoniczno-termicznego (Poprawa i in., 2004, 2005). Wystêpowanie odmiennych obszarów Ÿród³owych w póÿnej kredzie-paleogenie na po³udnie od basenu magurskiego i strefy PPS dodatkowo dowodzi ówczesnej, kolizyjnej i/lub przesuwczej przebudowy tej strefy. Na podstawie egzotyków znajdywanych w utworach warstw magurskich mo na stwierdziæ, e wyniesienie po³udniowomagurskie w eocenie by³o obszarem o z³o onej budowie geologicznej. Sk³ada³y siê na ni¹ zró nicowane ska³y krystalicznego pod³o a, w wiêkszoœci reprezentuj¹ce sialiczn¹ skorupê kontynentaln¹, wœród których wyraÿnie zaznacza siê udzia³ utworów niskiego stopnia metamorfizmu dynamotermicznego (facja ³upków zielonych) oraz silnej kataklazy (Wieser, 1970, 1985). Du a iloœæ egzotyków ska³ krystalicznego pod³o a stwarza sugestiê, e wyniesienie po³udniowomagurskie, podobnie jak wyniesienie œl¹skie w póÿnej kredzie paleocenie, stanowi³o w eocenie strefê zakorzenionych deformacji kolizyjnych (ryc. 4e). Leško i Samuel (1968) stwierdzaj¹ podobieñstwo petrograficzne egzotyków magurskich i ska³ marmaroskich, sugeruj¹c e wyniesienie po³udniowomagurskie mog³o stanowiæ element paleoceñsko-œrodkowoeoceñskiej kordyliery marmaroskiej. Z kolei egzotyki osadowych ska³ mezozoicznych w warstwach magurskich litofacjalnie nawi¹zuj¹ do profili p³aszczowin Karpat centralnych i sukcesji pieniñskiej s.l. (Oszczypko, 1975; Hoffmann [W]: Oszczypko i in., 1992) oraz wykazuj¹ podobieñstwa do egzotyków senonu pieniñskiego pasa ska³kowego (por. Birkenmajer, 1988; Mišik & Marschalko, 1988). Pozwala to sugerowaæ, e wyniesienie po³udniowomagurskie zlokalizowane by³o w obszarze pomiêdzy Karpatami centralnymi a PPS. Tak¹ pozycjê paleogeograficzn¹ PPS dodatkowo wspiera obecnoœæ jego utworów w pod³o u jednostki magurskiej w strefie perypieniñskiej oraz na Morawach, sugerowana np. przez vábenick¹ i in. (1997) oraz Oszczypkê (2004). Bior¹c pod uwagê lokaln¹ depozycjê w tej strefie silikoklastynych utworów o niewielkich mi¹ szoœciach wykszta³conych w proksymalnych facjach (warstwy jarmucko-proèkie), stwierdziæ mo na, e PPS móg³ pe³niæ rolê strefy transferu osadów do basenu magurskiego. Koncepcja taka nie pozwala jednak wyt³umaczyæ znacz¹cych ró nic w sk³adzie materia³u detrytycznego machstrycko-œrodkowoeoceñskich warstw jarmucko-proèkich PPS oraz eoceñskich warstw magurskich jednostki magurskiej (Oszczypko i in., 2006). W obrêbie PPS w eocenie wystêpowa³y znaczne, oboczne kontrasty topograficzno-batymetryczne. Dokumentuje je obecnoœæ materia³u pieniñskiego w detrytusie dostarczanym do basenu magurskiego wskazuj¹ca, e niektóre strefy PPS by³y wówczas wypiêtrzone i erodowane, a tak e obecnoœæ proksymalnych utworów warstw jarmucko-proèkich oraz lokalne wystêpowanie utworów g³êbokowodnych, wykszta³conych w facji margli i ³upków pstrych (por. Ksi¹ kiewicz, 1972). Takie kontrasty t³umaczyæ mo na tektonicznym zró nicowaniem PPS w wyniku jego zaanga owania i czêœciowego w³¹czenia w strefê deformacji kolizyjnych, reprezentowanej przez wyniesienie po³udniowomagurskie (fig. 4e). Przyjêcie, e w obszarze wyniesienia po³udniowomagurskiego nastêpowa³o w eocenie kolizyjne skracanie i zachodzi³y deformacje kompresyjne pozwala t³umaczyæ zarówno jego gwa³towne wypiêtrzanie i erozjê (ryc. 3b), pozycjê w stosunku do PBCK, jak i tektoniczno-facjalny rozwój jego przedpola. Podobnie jako wyniesienie œl¹skie w póÿnej kredzie, wyniesienie po³udniowomagurskie w eocenie (ryc. 4e, 5) powodowa³o fleksuralne uginanie p³yty swego przedpola (por. Poprawa i in., 2002), doprowadzaj¹c do jej subsydencji (ryc. 3b e, 3h i), ograniczenia aktywnoœci obszarów Ÿród³owych w jej obrêbie (ryc. 2a, 3f g) i ujednolicenia facjalnego w strefach poza zasiêgiem utworów warstw magurskich (ryc. 2). Strukturalne przejawy eoceñskiej kompresji w osadach zdeponowanych na bezpoœrednim przedpolu wyniesienia po³udniowomagurskiego zosta³y stwierdzone przez Œwierczewsk¹ i Tokarskiego (1998). Powy sza interpretacja pozostaje w sprzecznoœci z dyskutowan¹ w poprzednim rozdziale koncepcj¹ Jankowskiego (2004) oraz Dziadzia i in. (2005), sugeruj¹c¹ póÿnopaleoceñsko-eoceñsk¹ fazê ryftowania w basenie œl¹skim. Teoretyczn¹ mo liwoœæ pogodzenia procesów konwergencji i kolizji w rejonie wyniesienia po³udniowomagurskiego 1076

12 oraz basenu magurskiego z ryftowaniem w basenie œl¹skim w eocenie stwarza³a by propozycja Nemèoka i in. (2001), zak³adaj¹ca e w okresie tym oba wspomniane baseny dzieli³ dystans rzêdu pojedynczych tysiêcy kilometrów. Jednak e takie relacje paleogeograficzne basenów ZKZ poddawano w w¹tpliwoœæ na postawie argumentów przedstawionych np. w pracy Poprawy i in. (2002) oraz Oszczypki (2004). Na prze³omie eocenu i oligocenu dosz³o w systemie Karpat zewnêtrznych do zdarzenia tektonicznego (ryc. 3b e, 3h i), wyra aj¹cego siê wypiêtrzaniem pod³o a basenów sedymentacyjnych (Poprawa i in., 2002), choæ zdaniem Leszczyñskiego (2006) proces ten nie obejmowa³ wszystkich basenowych stref ZKZ. W okresie tym dosz³o ponadto do istotnej przebudowy systemu ZKZ. Jej efektem by³o m.in. w³¹czenie w obrêb basenu, w którym by³y deponowane utwory menilitowo-kroœnieñskie, stref facjalnych przedmagurskiej i dukielskiej, które jeszcze w póÿnej kredzie i wczesnym paleogenie rozwija³y siê (np. Ksi¹ kiewicz, 1962) w basenie wspólnym z utworami jednostki magurskiej (ryc. 2). Na prze³omie eocenu i oligocenu dosz³o równie do zmiany w morfologii dna basenów ( ytko, 1977; Cieszkowski i in., 1985) i w efekcie kierunków transportu osadu (Ksi¹ kiewicz, 1960b; Cieszkowski & Olszewska, 1986). Szczególnie charakterystyczna jest ówczesna przebudowa morfologii dna basenu magurskiego, gdzie jeszcze w eocenie (warstwy magurskie) w osiowej czêœci basenu dominowa³ kierunek ku S i SE, który w oligocenie (warstwy malcowskie) zmieni³ siê na W do WSW, zatem zgodny z generalnym trendem basenu œl¹skiego i skolskiego (Cieszkowski & Olszewska, 1986). Na prze³omie eocenu i oligocenu (ryc. 3g) nast¹pi³o ponadto uaktywnienie pó³nocnego, w stosunku do basenu magurskiego, Ÿród³a alimentacyjnego (Bromowicz, 1992). Rozpocz¹³ siê wówczas proces formowania p³aszczowiny magurskiej (Kováè i in., 1993; Oszczypko, 1999). Za efekt omawianej przebudowy mo na uwa aæ równie to, e synorogeniczna depozycja utworów warstw magurskich znalaz³a diachroniczn¹ kontynuacjê w basenie na pó³noc od jednostki magurskiej w postaci górnooligoceñsko-dolnomioceñskich utworów warstw kroœnieñskich (ryc. 2). Depozycja warstw kroœnieñskich wi¹za³a siê z bardzo gwa³town¹ dostaw¹ detrytusu do basenu (np. Poprawa i in., 2006). S¹dz¹c po kierunkach transportu (D u³yñski & Œl¹czka, 1959) oraz zespole egzotyków i litoklastów basen kroœnieñski zasilany by³ z kilku odmiennych, równoczeœnie gwa³townie wypiêtrzanych obszarów Ÿród³owych (ryc. 3a, 3f). Klasty starszych ska³ fliszowych ze œl¹skiej strefy facjalnej (np. Skulich, 1996) oraz redeponowana mikrofauna z erodowanego, kredowego i dolnopaleogeñskiego fliszu karpackiego (Jurkiewicz, 1957; Picha & Stranik, 1999), œwiadcz¹ o synkolizyjnym wypiêtrzaniu i erozji fragmentów tego basenu. Tak e czêœciowo wypiêtrzona i erodowana jednostka magurska ( ytko, 1977; Oszczypko, 1999; Picha & Stranik, 1999) sta³a siê Ÿród³em detrytusu zarówno dla przedpola, co jest szczególnie dobrze widoczne w przypadku górnooligoceñskich utworów jednostki dánickiej (Kováè i in., 1993), jak równie dla resztkowych depocentrów magurskich, prawdopodobnie o charakterze synkinematycznych basenów niesionych (Poprawa i in., 2002; por. Jankowski, 2000; Oszczypko, 2004). Œwiadczy o tym np. redeponowana, starsza fauna fliszowa w utworach warstw malcowskich (Cieszkowski & Olszewska, 1986). Na du y udzia³ w dostawie detrytusu do utworów, stanowi¹cych ekwiwalenty warstw kroœnieñskich, materia³u recyklowanego ze starszych ska³ fliszowych wskazuje ponadto, wed³ug Pichy & Stranika (1999), dominacja w zespole minera³ów ciê kich granatu. Z kolei w ukraiñskich Karpatach do podobnych wniosków prowadzi wystêpowanie w obrêbie górnooligoceñsko-dolnomioceñskich warstw kroœnieñskich olistostrom z resedymentowanym z po³udnia fliszem dukielskim (Shakin i in., 1976; ytko, 1999). Do wschodniej czêœci basenu œl¹skiego w oligocenie dostarczany by³ materia³ z po³udniowego-wschodu ze specyficznego Ÿród³a, okreœlanego jako wyniesienie rachowsko-marmaroskie, cechuj¹cego siê sk³adem egzotyków zdominowanym przez ³upki niskiego stopnia metamorfizmu oraz paleogeñskie wapienie zoogeniczne (np. Œl¹czka & Wieser, 1962). Jako e egzotyki te osi¹gaj¹ rozmiary du ych bloków i olistolitów, transport ich nie by³ odleg³y. Datowania K/Ar muskowitu z ³upków metamorficznych wskazuj¹, e studzenie po metamorfizmie przypada³o w tym obszarze Ÿród³owym na apcko-albsk¹ fazê orogeniczn¹ (Poprawa i in., 2004; Malata i in., 2005). Egzotyki te znajduj¹ siê w profilu œl¹skiej strefy facjalnej, gdzie wystêpuj¹ równie równowiekowe ze wspomnianym metamorfizmem, niezmetamorfizowane utwory spokojnej sedymentacji g³êbokomorskiej (ryc. 2). Wynika z powy szego, e w apcie albie omawiana strefa basenu oraz kordyliera rachowsko-marmaroska reprezentowa³y domeny paleogeograficznie odleg³e od siebie. W efekcie, na podstawie powy szych obserwacji wnioskowaæ mo na, e w póÿnej kredzie i/lub paleogenie, a œciœlej prawdopodobnie w póÿnym eocenie-wczesnym oligocenie miêdzy oboma domenami zachodzi³a znacz¹ca kolizyjna konwergencja (Poprawa i in., 2004; Malata i in., 2005). Wraz z topograficznym wypiêtrzaniem kolejnych partii orogenu Karpat zewnêtrznych zasiêg synorogenicznej sedymentacji, reprezentowanej np. przez utwory warstw kroœnieñskich, przesuwa³ ku zewnêtrznym czêœciom systemu basenów Karpat zewnêtrznych. W eggenburgu ottnangu przesun¹³ siê on do borys³awsko-pokuckiej strefy facjalnej, w ottnangu karpacie do stebnickiej strefy facjalnej, a nastêpnie w badenie sarmacie (pannonie) w obszar zewnêtrznego zapadliska przedkarpackiego ( ytko, 1999). Osady te zasilane by³y detrytusem zarówno z erodowanych Karpat fliszowych, jak i z wypiêtrzanych obszarów Ÿród³owych na przedpolu, w tym z fleksuralnego wa³u przedgórskiego. WyraŸny zapis wypiêtrzania obszaru Ÿród³owego na przedpolu Karpat zewnêtrznych na tym etapie stanowi¹ wczesnomioceñskie zlepieñce s³obódzkie, zawieraj¹ce gruboklastyczny, osi¹gaj¹cy rozmiary du ych olistolitów, materia³ z tzw. wa³u dobrudzkiego. Wa³ ten, obecnie pogr¹ ony pod nasuniêtymi Karpatami, rozci¹ga³ siê wzd³u krawêdzi kratonu wschodnioeuropejskiego, spe³niaj¹cego w czasie orogenicznej konwergencji rolê masywu oporowego. Takie po³o enie wa³u dobrudzkiego powodowa³o, e w mioceñskiej fazie kolizji stanowi³ on strefê gdzie koncentrowa³y siê kompresyjne deformacje, doprowadzaj¹ce do gwa³townego wypiêtrzania wa³u. W sk³adzie egzotyków erodowanych z wa³u dobrudzkiego, oprócz jurajskich i paleogeñskich ska³ wêglanowych, dominuj¹ zielonkawe fyllity wieku neoproterozoicznego (np. Wdowiarz, 1983). Charakter petrograficzny ska³ krystalicznego pod³o a wa³u dobrudzkiego wskazuje, e stanowi³ on element ³¹cz¹cy blok ma³opolski ze œrodkow¹ 1077

13 Dobrud ¹ (por. Karnkowski & G³owacki, 1961), prawdopodobnie tworz¹cymi pierwotnie jeden terran. Podsumowanie 1. Ekstensja, prawdopodobnie zwi¹zana z ryftowaniem, kontrolowa³a rozwój zachodnich Karpat zewnêtrznych pod koniec jury i na pocz¹tku wczesnej kredy. W jej efekcie powsta³y g³êbokomorskie rowy o sedymentacji fliszowej b¹dÿ pelagicznej, kontrastuj¹ce z ekstensyjnie wypiêtrzanymi grzbietami, stanowi¹cymi Ÿród³o materia³u detrytycznego, a tak e ze strefami umiarkowanej subsydencji i p³ytkomorskiej sedymentacji wêglanowej w facjach typu sztramberskiego. 2. Przejœcie do poryftowej, regionalnej subsydencji termicznej we wczesnej kredzie i cenomanie powodowa³o zanik kontrastów morfologicznych dna basenu, a tak e ogóln¹ tendencjê do zmniejszania siê aktywnoœci obszarów Ÿród³owych. 3. W barremie, apcie i albie pó³nocne obszary Ÿród³owe dla zewnêtrznej czêœci basenu fliszowego uleg³y wypiêtrzaniu (inwersji) w re imie kompresyjnym. Jako Ÿród³o kompresji wskazaæ mo na procesy kolizji orogenicznej w strefie œrodkowych i zewnêtrznych Dacydów oraz w Karpatach centralnych. Zjawiska te potencjalnie mog¹ byæ powi¹zane genetycznie z równoczesnym procesem wypiêtrzania i erozji po³udniowo-zachodniego basenu polskiego (obszar monokliny przedsudeckiej) oraz jego po³udniowo-wschodniej czêœci. Œwiadczyæ mog³oby to na rzecz silnych, barremsko-apckich powi¹zañ geodynamicznych pomiêdzy pó³nocn¹ domen¹ tetydzk¹ i p³yt¹ europejsk¹ na jej przedpolu. 4. W turonie nast¹pi³o uaktywnienie grzbietu œl¹skiego, zasilaj¹cego zachodni¹ czêœæ basenu œl¹skiego. W póÿnej kredzie i paleocenie obszar ten by³ gwa³townie, choæ diachronicznie wypiêtrzany. Wed³ug przedstawionej tu interpretacji stanowi³ on wówczas strefê zakorzenionych deformacji kompresyjnych oraz nasuniêæ. Strefa ta, nasuwaj¹c siê na p³ytê przedpola, powodowa³a subsydencjê w obszarach proksymalnych (wewnêtrzna basenu œl¹skiego) oraz wypiêtrzanie tektoniczne w obszarach dystalnych (zewnêtrzna czêœæ basenu œl¹skiego, podœl¹ska strefa facjalna, basen skolski). Synkolizyjna kompresja powodowa³a umiarkowane wypiêtrzanie pozosta³ych obszarów Ÿród³owych dla basenów Karpat zewnêtrznych oraz podmorskich wyniesieñ. 5. PóŸnosenoñsko-paleoceñska faza kompresji, inwersji i tektonicznego wypiêtrzania w obszarach Ÿród³owych i basenach Karpat zewnêtrznych zachodzi³a w przybli eniu równoczeœnie z przejawami kompresji i tektoniczn¹ inwersj¹ bruzdy œródpolskiej oraz wypiêtrzaniem i erozj¹ wa³u œródpolskiego. Pozwala to sugerowaæ, e Ÿród³em kompresji powoduj¹cej inwersjê bruzdy œródpolskiej, b¹dÿ jednym z jej Ÿróde³, by³a aktywnoœæ tektoniczna w strefie wyniesienia œl¹skiego. Ponadto potwierdza to tezê o ówczesnych, silnych powi¹zaniach geodynamicznych miêdzy pó³nocn¹ domen¹ tetydzk¹ i p³yt¹ europejsk¹ (domen¹ perytetydzk¹). 6. Naprzemienne ods³anianie dla erozji oraz zalewanie i p³ytkomorsk¹, spokojn¹ depozycjê w strefie grzbietu œl¹skiego w eocenie t³umaczyæ mo na wp³ywem eustatycznych zmian poziomu morza przy s³abn¹cym, tektonicznym wypiêtrzaniu grzbietu. 7. W eocenie rozwój basenów Karpat zewnêtrznych i ich obszarów Ÿród³owych zdominowany by³ przez wp³yw strefy zakorzenionych deformacji kompresyjnych oraz nasuniêæ, aktywnej wówczas na po³udnie od basenu magurskiego oraz przez rozwój pryzmy akrecyjnej. Tektonika nasuwcza w obszarze Ÿród³owym skutkowa³a dostarczaniem du ej iloœci materia³u detrytycznego dla utworów warstw magurskich. Fleksuralne uginanie przez ni¹ p³yty przedpola odpowiedzialne by³o za subsydencjê i czêœciowe ujednolicenie facjalne ówczesnych basenów sedymentacyjnych Karpat zewnêtrznych oraz za os³abienie aktywnoœci obszarów Ÿród³owych, po³o onych na pó³noc od basenu magurskiego. 8. Kontynuuj¹ca siê w oligocenie konwergencja i przemieszczanie strefy orogenicznego skracania ku pó³nocy doprowadzi³y do kompresyjnego wypiêtrzania zarówno obszarów Ÿród³owych, le ¹cych pomiêdzy basenem œl¹skim i magurskim, jak i czêœci formuj¹cej siê jednostki magurskiej oraz obszarów Ÿród³owych na przedpolu. Zasilane przez nie oligoceñsko-dolnomioceñskie utwory warstw kroœnieñskich stanowi³y diachroniczn¹ kontynuacjê synorogenicznej sedymentacji rozpoczêtej przez utwory warstw magurskich. 9. W okresie od albu po oligocen, w strefie paleogeograficznie po³o onej pomiêdzy basenem magurskim a Karpatami centralnymi, znajdywa³y siê na przemian trzy indywidualne, obecnie nie zachowane obszary Ÿród³owe, wzajemnie ró ni¹ce siê budow¹ geologiczn¹ i charakterem geotektonicznym. Stanowi³y je (a) wyniesienie Andrusova, zasilaj¹ce od albu po paleocen (œrodkowy eocen) baseny pieniñskiego pasa ska³kowego, a po czêœci równie basen magurski, nastêpnie (b) wyniesienie po³udniowomagurskie, zasilaj¹ce od po³udnia basen magurski w eocenie, a tak e (c) wyniesienie szombroñskie, dostarczaj¹ce materia³u detrytycznego do paleogeñskiego basenu centralnych Karpat od pó³nocy w (póÿnym eocenie-) wczesnym oligocenie. Poszczególne Ÿród³a wyró nia³ charakterystyczny udzia³ materia³u reprezentuj¹cego odpowiednio: (a) mezozoiczny (wczesnokredowy), subdukcyjny ³uk wyspowy, (b) kontynentaln¹ skorupê, powsta³¹ w wyniku waryscyjskiej kolizji oraz (c) (mezozoiczny) ofiolit, zastêpowany z czasem przez recyklowany materia³ orogeniczny. Tak zasadnicze zmiany budowy geologicznej elementów topograficznie eksponowanych w strefie basenem magurskim a Karpatami centralnymi wskazuj¹ na jej albsko-póÿnokredowo-paleogeñskie silne przebudowywanie, najprawdopodobniej zwi¹zane z procesami orogenicznej kolizji i/lub przesuwczoœci. 10. Równoczeœnie z póÿnokredowo-paleogeñsko-wczesnomioceñskim rozwojem basenów fliszowych zachodzi³a znacz¹ca konwergencja i skracanie w systemie Karpat zewnêtrznych, realizuj¹ce siê g³ównie w obszarach Ÿród³owych. Oznacza to, e wzajemne relacje paleogeograficzne pomiêdzy poszczególnymi basenami fliszowymi, a zw³aszcza basenem œl¹skim, magurskim i paleogeñskim basenem centralnych Karpat, ulega³y w kredzie i kenozoiku zmianom. 11. Tektoniczny styl procesów orogenicznych w Karpatach zewnêtrznych zmienia³ siê w czasie, od póÿnokredowo-paleogeñskiej kolizji zakorzenionej do mioceñskiej kolizji naskórkowej. Za dyskusje i cenne uwagi w trakcie przygotowywania niniejszej pracy autorzy serdecznie dziêkuj¹ Nestorowi Oszczypko, Tadeuszowi S³omce, Kazimierzowi ytko, Micha³owi Krobickiemu, Barbarze Olszewskiej, Mariuszowi Paszkowskiemu i Janowi Golonce. Prezentowane praca zosta³a przygotowana w 1078

14 ramach dzia³alnoœci statutowej Pañstwowego Instytutu Geologicznego (tematy i ). Anonimowym recenzentom dziêkujemy za konstruktywne uwagi. Literatura ALEXANDROWICZ S.W., BOGACZ K. & WÊC AWIK S Piaskowce litotamniowe we fliszu magurskim okolic Kroœcianka nad Dunajcem. Zesz. Nauk. AGH, nr 123, Geologia, 7: ANDRUSOV D., BYSTRITZKY J. & FUSAN O Outline of the structure of the West Carpathians. W: X Congress Carpatho-Balkan Geological Association, Guidebook for Geological Excursions, GUDŠ, Bratislava: BASZKIEWICZ A., DZIADZIO P. & PROBULSKI J Stratygrafia sekwencji, petrogeneza i potencja³ zbiornikowy piaskowców istebniañskich i ciê kowickich w zachodniej czêœci fa³du Iwonicza Zdroju. Prz. Geol., 49: BIRKENMAJER K The Carpathian orogen and plate tectonics. Publ. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sci., Ser. A 2(101): BIRKENMAJER K Exotic Andrusov Ridge: its role in plate-tectonic evolution of the West Carpathian Foldbelt. Stud. Geol. Pol., 91: BROMOWICZ J Basen sedymentacyjny i obszary Ÿród³owe piaskowców magurskich. Zesz. Nauk. AGH, Geologia, 54: BUKOWY S Sedymentacja babickich warstw egzotykowych w Karpatach przemyskich. Rocz. Pol. Tow. Geol., 26: CIESZKOWSKI M. & OLSZEWSKA B Malcov beds in Magura nappe near Nowy Targ, Outer Carpathians, Poland. Ann. Soc. Geol. Polon., 56: CIESZKOWSKI M., ŒL CZKA A. & WDOWIARZ S New data on structure of the Flysch Carpathians. Prz. Geol., 33: CHOWANIEC J Selected occurrences of exotics-bearing deposits of Podhale flysch. [W:] Wieser T. (red.), Fundamental researches in the western part of the Polish Carpathians. Guide to Exc. 1, Carpatho-Balkan Geological Association, XIII Congress, Kraków. Instytut Geologiczny: DOSTAL J. & OWEN J.V Cretaceous alkaline lamprophyres from northeastern Czech Republic: geochemistry and petrogenesis. Geol. Rundsch., 87: DZIADZIO P., ENFIELD M.A., WATKINSON M.P. & PORÊBSKI Sz.J The Ciê kowice Sandstone: Example of basin floor fan stacking patterns from the main (Upper Paleocene to Eocene) reservoir in the Polish Carpathians. AAPG Memoir, 84: D U YÑSKI S. & ŒL CZKA A Sedymentacja i wskaÿniki kierunkowe transportu w warstwach kroœnieñskich. Rocz. Pol. Tow. Geol., 28: ELIÁŠ M. & ELIÁŠOVÁ H Facies and paleogeography of the Jurassic in the western part of the Outer Flysch Carpathians in Czechoslovakia. Sbor. Geol. Véd, Geol., 39: GEDL P Biostratygrafia i paleoœrodowisko paleogenu Podhala w œwietle badañ palinologicznych. Czêœæ I. Studia Geol. Pol., 117: GOLONKA J., OSZCZYPKO N. & ŒL CZKA A Geodynamic evolution and paleogeography of the Carpathian-Pannonian region a global perspective. Slovak Geol. Magazine, 6: GOLONKA J., CIESZKOWSKI M. & WA KOWSKA-OLIWA A., 2006 Geodynamic Evolution of the Subsilesian Realm. Geolines, 20: GRABOWSKI J., KRZEMIÑSKI L., NESCIERUK P., PASZKOWSKI M., SZYD O A., PÉCSKAY Z. & WÓJTOWICZ A Nowe dane o wieku ska³ cieszynitowych (Karpaty zewnêtrzne, jednostka œl¹ska) rezultaty datowañ metod¹ K Ar. Prz. Geol., 52: HAN L P., SCHITTER F., FINGER F., KREJÈI O., BURIÁNKOVÁ K & STRÁNIK Z Petrography, geochemistry and age of granitic pebbles from the Moravian part of the Carpathian Flysch. Mineralogical Society of Poland Special Papers, 17: HOFFMANN M Deep and shallow water reef facies pattern of the Late Jurassic from Outer Polish Carpathians. Platform Margins. Internat. Symp. Chichiliane, Abstracts, 54. HOFFMANN M Ewolucja strefy kordyliery œl¹skiej w póÿnej jurze i wczesnej kredzie. Polska Grupa Robocza Systemu Jurajskiego Jurassica, II Spotkanie Starachowice, Pol. Tow. Geol., Pañstw. Inst. Geol. JANKOWSKI L Geologia przedpola jednostki magurskiej nowe dane. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 56: JANKOWSKI L Rozwój karpackiej pryzmy akrecyjnej ujêcie koncepcyjne. 75 Zjazd Naukowy Pol. Tow. Geol., Iwonicz Zdrój, Materia³y Konferencyjne: JAKSA-BYKOWSKI C Przyczynek do charakterystyki petrograficznej fliszu magurskiego okolic Kroœcienka nad Dunajcem. Arch. Prac. Miner. Tow. Nauk. Warsz., t. 1: JURKIEWICZ H O wtórnym wystêpowaniu otwornic wieku kredowego w m³odszych osadach fliszu karpackiego. Prz. Geol., 9: KARNKOWSKI P. & G OWACKI E O budowie geologicznej utworów podmioceñskich przedgórza Karpat œrodkowych. Kwart. Geol., 5: KARNKOWSKI P.H Origin and evolution of the Polish Rotliegend basin. Polish Geological Institute Special Papers, 3: KO ODZIEJ B Scleractinia z egzotykowych wapieni typu sztramberskiego z polskich Karpat fliszowych. Praca Doktorska, Uniwersytet Jagielloñski, Kraków, pp KOSZARSKI L. (red.) 1985 Geology of the Middle Carpathians and Carpathian Foredeep. Guide to Exc. 3. Carpatho-Balkan Geological Association, XIII Congress, Kraków, pp KOSZARSKI L. & ŒL CZKA A Kreda. Karpaty zewnêtrzne (fliszowe). Budowa geologiczna Polski, t. I Stratygrafia, cz. 2 Mezozoik. Wyd. Geol. KOTLARCZYK J Stratygrafia formacji z Ropianki /fm/ czyli warstw inoceramowych w jednostce skolskiej Karpat fliszowych. Pr. Geol. PAN, 108: KOVÁÈ M., NAGYMAROSY A., SOTÁK J. & ŠUTOVSKÁ K Late Tertiary paleogeographic evolution of the Western Carpathians. Tectonophysics, 226: KRZYWIEC P Mid Polish Trough inversion seismic examples main mechanisms, and its relationship to the Alpine Carpathian collision. EGS Stephan Muller Spec. Publ. Ser., 1: KSI KIEWICZ M Jura i kreda Bachowic. Rocz. Pol. Tow. Geol., 42: KSI KIEWICZ M Osuwiska podmorskie we fliszu karpackim. Rocz. Pol. Tow. Geol., 28: KSI KIEWICZ M. 1960a Pre-orogenic sedimentation in the Carpathian geosyncline. Geol. Runds., 50: KSI KIEWICZ M. 1960b Zarys paleogeografii polskich Karpat fliszowych. Pr. Inst. Geol., 30: KSI KIEWICZ M. (red.) 1962 Atlas geologiczny Polski. Zagadnienia stratygraficzno-facjalne. 1: , z. 13. Kreda i starszy trzeciorzêd w polskich Karpatach Zewnêtrznych. Inst. Geol. Warszawa. KSI KIEWICZ M Budowa geologiczna Polski, t. IV, Tektonika, cz. 3. Karpaty. Wyd. Geol. KSI KIEWICZ M Hypothesis of plate tectonics and the origin of the Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol., 47: LESZCZYÑSKI S Wapienie glonowe i rodolity z piaskowców ciê kowickich jednostki œl¹skiej w Karpatach. Rocz. Pol. Tow. Geol., 48: LESZCZYÑSKI S Sedimentary record of evolution of the Polish Carpathians during Late Eocene Early Oligocene: do we understand it POKOS2: Przebieg i zmiennoœæ sedymentacji w basenach przedgórskich. Materia³y konferencyjne. LESZCZYÑSKI S. & MALIK K Ska³y wapienne i wapniste we fliszu polskich Karpat Zewnêtrznych. Prz. Geol., 44: LEŠKO B. & SAMUEL O., 1968 Geologia vychodoslovenského flyšu. Vyd. Slov. Akad. Vied., Bratislava LUCIÑSKA-ANCZKIEWICZ A., ŒL CZKA A., VILLA I.M. & ANCZKIEIWCZ R Ar/ 40 Ar dating of the teschenite association rocks from the Polish Outer Carpathians. Pol. Tow. Miner. Pr. Spec., 17: MALATA T. & OLSZEWSKA B Jura i kreda Bachowic po 40. latach. The Jurassic and Cretaceous of Bachowice 40 years later. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 54: MALATA T., POPRAWA P., PÉCSKAY Z. & SKULICH J K/Ar dating of crystalline pebbles from the Otryt sandstone (eastern Silesian unit, Outer Carpathians). Miner. Soc. Poland, Special Papers, 26: MALUSKI H., RAJLICH P. & MATTE P Ar 39 Ar dating of the Inner Carpathians Variscan basement and Alpine mylonitic overprinting. Tectonophysics, 223: MATYSZKIEWICZ J. & S OMKA T Organodetrital conglomerates with ooids in the Cieszyn Limestones (Tithonian Berriasian) of the Polish Flysch Carpathians and their paleogeographic significance. Ann. Soc. Geol. Polon., 63: MIŠIK M. & MARSCHALKO R Exotic conglomerates in flysch sequences: Examples from the West Carpathians. Mém. Soc. Géol. France, Nouv. sér., 154: MORYCOWA E Egzotyki wapieni typu sztramberskiego z koralowcami znad Jeziora Ro nowskiego. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: MORYCOWA E Wapienie egzotykowe typu sztramberskiego z Kruhela Wielkiego ko³o Przemyœla (warstwy ropianieckie, jednostka œl¹ska). Przew. 59 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Karpaty Przemyskie:

15 NARÊBSKI W Early rift stage in the evolution of western part of the Carpathians: geochemical evidence from limburgite and teschenite rock series. Geol. Zborn. Geol. Carpath., 41: NEMÈOK M., NEMÈOK J., WOJTASZEK M., LUDHOVA L., OSZCZYPKO N., SERCOMBE W.J., CIESZKOWSKI M., PAUL Z., COWARD M.P. & ŒL CZKA A Reconstruction of Cretaceous rifts incorporated in the Outer West Carpathian wedge by balancing. Marine and Petroleum Geology, 18: NEY R The Carpathians and plate tectonics. Prz. Geol., 24: NOWAK J Zarys tektoniki Polski. Kraków. NOWAK W Niektóre nowe dane o serii godulskiej Karpat Zachodnich. Kwart. Geol., 6: OLSZEWSKA B. & WIECZOREK J Jurassic sediments and microfacies of the Andrychów Klippes (Outer Western Carpathians). Geologica Carpathica, 52: OSZCZYPKO N Exotic rocks in the Paleogene of the Magura Nappe between the Dunajec and Poprad rivers (Carpathians, Poland). Ann. Soc. Geol. Pol., 45: OSZCZYPKO N Late Cretaceous through Paleogene evolution of Magura Basin. Geologica Carpathica, 43: OSZCZYPKO N From remnant oceanic basin to collision related foreland basin a tentative history of the Outer Western Carpathians. Geologica Carpathica, 50: OSZCZYPKO N The structural position and tectonosedimentary evolution of the Polish Outer Carpathians. Prz. Geol., 52: OSZCZYPKO N., WÊC AWIK S., UCHMAN A. & HOFFMANN M Stratygrafia i sedymentologia formacji zarzeckiej. Przew. LXIII Zjazdu Pol. Tow. Geol., Koninki, OSZCZYPKO N., OSZCZYPKO-CLOWES M., SALATA D Egzotyki strefy krynickiej (p³aszczowina magurska) i ich znaczenie paleogeograficzne. Z. Nauk. AGH, Geologia, 32: PASSENDORFER E. & RONIEWICZ P Jeszcze w sprawie wyspy tatrzañskiej w eocenie. Acta Geol. Pol., 13: PICHA F.J. & STRANIK Z Late Cretaceous to early Miocene deposits of the Carpathian foreland basin in southern Moravia. Int. Journ. Earth Sciences, 88: POPRAWA P. & MALATA T Pre-orogenic Evolution of the Polish Part of Outer Carpathians Quantitative Subsidence and Uplift Analysis. Mitteilungen der Gesellschaft und Bergbaustudenten in Osterreich, 41: 129. Abstrakt. POPRAWA P., MALATA T. & OSZCZYPKO N Ewolucja tektoniczna basenów sedymentacyjnych polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych w œwietle analizy subsydencji. Prz. Geol., 50: POPRAWA P., MALATA T., PÉCSKAY Z., BANAŒ M., SKULICH J., PASZKOWSKI M. & KUSIAK M Geochronology of crystalline basement of the Western Outer Carpathians sediment source areas preliminary data. Mineralogical Society of Poland, Special Papers, 24: POPRAWA P., KUSIAK M.A., MALATA T., PASZKOWSKI M., PÉCSKAY Z. & SKULICH J Th U Pb chemical dating of monazite and K/Ar dating of mica combined: preliminary study of exotic crystalline clasts from the Western Outer Carpathian flysch (Poland). Miner. Soc. Poland, Special Papers, 25: POPRAWA P., MALATA T., OSZCZYPKO N., S OMKA T., GOLONKA J. & KROBICKI M Analiza tempa depozycji materia³u detrytycznego w basenach sedymentacyjnych Karpat zewnêtrznych jako wskaÿnik aktywnoœci tektonicznej ich obszarów Ÿród³owych. Prz. Geol., 54: RATSCHBACHER L., MERLE O., DAVY P. & COBBOLD P Lateral extruson in the Eastern Alps, Part 1: Boundary conditions and experiments scaled for gravity. Tectonics, 10: SALATA D Provenance of chromian spinels of the Szczawnica (Magura nappe) and the Jarmuta (Pinieniny Klippen Belt) formations in the light of their chemical composition. Geologica Carpathica, 53: SÃNDULESCU M Cenozoic tectonics history of the Carpathians. [W:] Royden L.H. & Horwath F. (red.), The Pannonian Basin: a study in basin evolution. AAPG Memoir, 45: SHAKIN V.A., BUROV V.S., VIALOV O.S., GLUSHKO V.V., KRUGLOV S.S., PIETRASHKIEVICH M.I. & TEMNIUK F.P Geologicheskaja karta ukrainskikh Karpat i priliegajushchikh progibov. Masshtab 1: Kiev, Ministerstvo Geologii USSR, UkrNI- GRI. SIKORA W Kordyliery Karpat Zachodnich w œwietle tektoniki p³yt litosfery. Prz. Geol., 24: SKULICH J Ska³y egzotyczne pochodzenia osadowego wspó³wystêpuj¹ce z egzotycznymi ska³ami magmowymi i metamorficznymi w rejonie Gilowic (Kotlina ywiecka) i potoku Domaczka (Beskid Ma³y). Przew. 67 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Szczyrk: SKULICH J Spektrum egzotykowych ska³ przeobra onych jednostki œl¹skiej. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 57: S OMKA T Utwory podmorskich ruchów masowych w ³upkach cieszyñskich dolnych. Kwart. AGH, Geologia, 12: S OMKA T G³êbokomorska sedymentacja silikoklastyczna warstw godulskich Karpat. Deep-marine siliciclastic sedimentation of the Godula Beds, Carpathians. Pol. Akad. Nauk, Oddz. w Krakowie, Komis. Nauk Geol., Pr. Geol., 139: S OMKA T., GOLONKA J., KROBICKI M. & MATYSZKIEWICZ J Upper-most Jurassic syn-rift tectonic activity in the Silesian basin (Outer Carpathians; northern margin of the Tethyan Ocean). 6 th International Symposium on the Jurassic System, Mondello. Abstracts: SOTÁK J., BEBEJ J. & BIROÒ A Detrital analysis of the Paleogene flysch deposits of the Levoèa Mts.: evidence for sources and paleogeography. Slovak Geol. Mag., 3 4/96: SOTÁK J., PERESZLENYI M., MARSCHALKO R., MILICKA J. & STAREK D Sedimentology and hydrocarbon habitat of the submarine-fan deposits of the Central Carpathian Paleogene Basin (NE Slovakia). Marine and Petroleum Geology, 18: ŒL CZKA A Age of the anesitic rocks in the Sub-Silesian unit (Outer Carpathians). Carpathian-Balkan Association, XVI Congress, Abstracts, Vienna. ŒL CZKA A. & WIESER T upki z egzotykami z warstw kroœnieñskich w rejonie Baligrodu. Kwart. Geol., 6: ŒWIDROWSKA J. & HAKENBERG M Subsydencja i pocz¹tki inwersji bruzdy œródpolskiej na podstawie analizy map mi¹ szoœci i litofacji osadów górnokredowych. Prz. Geol., 47: ŒWIERCZEWSKA A. & TOKARSKI A.K Deformation bands and the history of folding in the Magura nappe, Western Outer Carpathians (Poland). Tectonophysics, 297: VÁBENICKÁ L., BUBÍK M., KREJCÍ O. & STRÁNÍK Z Stratigraphy of Cretaceous sediments of the Magura Group of nappes in Moravia (Czech Republic). Geol. Carpathica, 48: TARI G., BÁLDI T. & BÁLDI-BEKE M Paleogene retroarc flexural basin beneath the Neogene Pannonian Basin: a geodynamic model. Tectonophysics, 226: TOMAŒ A., GOLONKA J. & KROBICKI M Egzotyki wapieni m³odopaleozoicznych w utworach fliszowych Karpat. [W:] Krobicki M. (red.), Egzotyki karpackie znaczenie w rekonstrukcjach paleogeograficzno-geotektonicznych. Ogólnopolskie seminarium, , Kraków: UNRUG R Kordyliera œl¹ska jako obszar Ÿród³owy materia³u klastycznego piaskowców fliszowych Beskidu Œl¹skiego i Beskidu Wysokiego (Polskie Karpaty zachodnie). Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: WDOWIARZ S Zagadnienie po³udniowo-wschodniego przed³u enia aulakogenu œrodkowopolskiego w geosynklinie karpackiej. Prz. Geol., 357: WIESER T Ska³y egzotyczne z osadów p³aszczowiny magurskiej. Biul. Inst. Geol., 235: WIESER T Some remarks on sedimentation, composition and provenance of exotics-bearing conglomerates in the Western Polish Carpathians flysch formations. [W:] Wieser T. (red.), Fundamental researches in the western part of the Polish Carpathians. Guide to Exc. 1, Carpatho-Balkan Geological Association, XIII Congress, Cracow. Geological Institute, pp WINKLER W. & ŒL CZKA A A Late Cretaceous to Paleogen geodynamical model for the Western Carpathians in Poland. Geol. Carpathica, 45: ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & VAN WEES J-D Dynamics of intra-plate compressional deformations: the Alpine foreland and other examples. Tectonophysics, 252: YTKO K Uwagi o paleogeñskich ruchach tektonicznych w Karpatach zewnêtrznych. Kwart. Geol., 21: YTKO K Korelacja g³ównych strukturalnych jednostek Karpat Zachodnich i Wschodnich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: YTKO K., ZAJ C R., GUCIK S., RY KO W., OSZCZYPKO N., GARLICKA I., NEMÈOK J., ELIÁŠ M., MENÈIK E. & STRÁNIK Z Map of the Tectonic Elements of the Western Outer Carpathians and their Foreland. [W: ]Poprawa D & Nemèok J. (red.), Geological Atlas of the Western Outer Carpathians and their Foreland. PIG Warszawa/GUDŠ Bratislava/UUG Praha. Praca wp³ynê³a do redakcji r. Akceptowano do druku r. 1080