LITOSTRATYGRAFIA OSADÓW GÓRNEJ JURY I DOLNEJ KREDY ZACHODNIEJ CZÊŒCI KARPAT ZEWNÊTRZNYCH (PROPOZYCJA DO DYSKUSJI)

Transkrypt

1 GEOLOGIA 2008 Tom 34 Zeszyt 3/ LITOSTRATYGRAFIA OSADÓW GÓRNEJ JURY I DOLNEJ KREDY ZACHODNIEJ CZÊŒCI KARPAT ZEWNÊTRZNYCH (PROPOZYCJA DO DYSKUSJI) Lithostratigraphy of the Upper Jurassic and Lower Cretaceous deposits of the western part of the Outer Carpathians (discussion proposition) Jan GOLONKA 1, Zdenìk VAŠÍÈEK 2, Petr SKUPIEN 3, Anna WAŒKOWSKA-OLIWA 1, Micha³ KROBICKI 1, Marek CIESZKOWSKI 4, Andrzej ŒL CZKA 4 & Tadeusz S OMKA 1 1 Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska; al. Mickiewicza 30, Kraków; jan_golonka@yahoo.com, waskowsk@agh.edu.pl, krobicki@geol.agh.edu.pl, slomka@geol.agh.edu.pl 2 Institute of Geonics ASCR; Studentská 1768, CZ Ostrava-Poruba, Czech Republic; zdenek.vasicek@vsb.cz 3 VŠB Technical University, Institute of Geological Engineering; 17. listopadu, Ostrava-Poruba, Czech Republic; petr.skupien@vsb.cz 4 Uniwersytet Jagielloñski, Instytut Nauk Geologicznych; ul. Oleandry 2a, Kraków; slaczka@ing.uj.edu.pl, mark@ing.uj.edu.pl Treœæ: Górnojurajsko-dolnokredowe utwory wchodz¹ obecnie w sk³ad p³aszczowin zewnêtrzno- -karpackich: magurskiej, œl¹skiej i podœl¹sko- danicko-waschbergskiej oraz znane s¹ z olistolitów wystêpuj¹cych w osadach ró nych jednostek Karpat zewnêtrznych. Autorzy podjêli próbê usystematyzowania jednostek litostratygraficznych wed³ug ich wystêpowania w pierwotnych basenach i innych obszarach sedymentacyjnych. Basen magurski uformowa³ siê w jurze œrodkowej, a seweryñsko-mo³dawidzki (protoœl¹ski) w póÿnej jurze i wczesnej kredzie z osadami synryftowymi i postryftowymi. Podœl¹sko- - danicki obszar sedymentacyjny uformowa³ siê w póÿnej kredzie, w jurze i wczesnej kredzie wchodzi³ w sk³ad basenu protoœl¹skiego, jako jego czêœæ pó³nocna. Obszarem Ÿród³owym dla olistolitów by³y osady pó³nocnego sk³onu i strefy szelfowej basenu protoœl¹skiego oraz wypiêtrzeñ œródbasenowych. S³owa kluczowe: Karpaty zewnêtrzne, baseny sedymentacyjne, górna jura, dolna kreda, litostratygrafia Abstract: Upper Jurassic-Lower Cretaceous deposits are part of the Outer Carpathians nappes: Magura, Silesian and Sub-Silesian- danice-waschberg, and are known in olistholites, which occur within different units of the Outer Carpathians. Authors systematized lithostratigraphical units according to their primary position in sedimentary basins and other sedimentary areas. Magura Basin originated in Middle Jurassic and proto-silesian Basin in Late Jurassic-Early Cretaceous times together with syn- and post-rift deposits. Sub- -Silesian- danice sedimentary area originated in Late Cretaceous, and during Jurassic and Early Cretaceous times was northern part of the proto-silesian Basin. The source areas for olistholites have been northern slope and shelf of the proto-silesian Basin and submerged intra-oceanic ridges (cordilleras). Key words: Outer Carpathians, sedimentary basins, Upper Jurassic, Lower Cretaceous, lithostratigraphy

2 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 10 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka WSTÊP Artyku³ zosta³ opracowany na potrzeby Spotkania Grupy Roboczej Systemu Jurajskiego Polskiego Towarzystwa Geologicznego Jurassica VII, zorganizowanego we wrzeœniu 2008 roku, przy wspó³udziale kolegów czeskich z VŠB i Akademii Nauk w Ostrawie. Tematem spotkania by³y utwory górnojurajskie i dolnokredowe Moraw, Œl¹ska Cieszyñskiego i Zachodniej Ma³opolski po obu stronach granicy. Przedmiotem rozwa añ przedstawionego artyku³u jest dyskusyjna propozycja litostratygrafii osadów górnej jury i dolnej kredy zewnêtrznych Karpat Zachodnich na terenie Polski i Republiki Czeskiej (Fig. 1, 2). Po³udniow¹ granicê analizowanego obszaru stanowi pieniñski pas ska³kowy, biegn¹cy mniej wiêcej wzd³u szwu oddzielaj¹cego p³ytê pó³nocnoeuropejsk¹ od terranów wewn¹trzkarpackich. Pó³nocna granica wiedzie wzd³u nasuniêcia Karpat (Fig. 1, 2). Fig. 1. Mapa Karpat z lokalizacj¹ terenu badañ (wg Kováè et al. 1998) Fig. 1. Map of the Carpathians with the locality of the investigated area (after Kováè et al. 1998)

3 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych 11 Fig. 2. Schematyczna mapa geologiczna Karpat zewnêtrznych na zachód od Krakowa (wg Lexa et al. 2000). Objaœnienia: 1 Karpaty wewnêtrzne; 2 pieniñski pas ska³kowy; 3 jednostki podœl¹sko- danickie wraz ze sfa³dowanym miocenem; 4 p³aszczowina magurska (z wyj¹tkiem jednostki bia³okarpackiej); 5 jednostka bia³okarpacka; 6 jednostki przedmagurskie; 7 neogen na Karpatach; 8 neogen Zapadliska przedkarpackiego; 9 12 P³aszczowina œl¹ska: 9 formacja wêdryñska i formacja wapienia cieszyñskiego; 10 formacja grodziska (w tym ogniwo ³upków z Cisownicy); 11 formacja wierzowska; 12 utwory m³odsze p³aszczowiny œl¹skiej; 13 olistolity jurajskie i dolnokredowe w p³aszczowinach i olistostromach Karpat zewnêtrznych wspomniane w tekœcie (1 Bachowice, 2 Inwa³d, 3 Targanice. 4 Roczyny, 5 Leœna, 6 Štramberk, 7 Kurowice, 8 Paw³owskie Kopce) Fig. 2. Schematic geological map of the Outer Carpathian West of Kraków (after Lexa et al. 2000). Explanations: 1 Internal Carpathians; 2 Pieniny Klippen Belt; 3 Subsilesian-Zdanice units together with the folded Miocene; 4 Magura Nappe without the Biely Karpaty Unit; 5 Biely Karpaty Unit; 6 Fore-Magura units; 7 Neogene on the Carpathians; 8 Neogene of the Carpathian Foredeep; 9 12 Silesian Nappe: 9 Vendryné Formation and Cieszyn Limestone Formation; 10 Hradište Formation (including Cisownica Shale Member); 11 Veøovice Formation; 12 younger deposits of the Silesian Nappe; 13 Jurassic and Lower Cretaceous olistholites in the Carpathian nappes and olistostromes mentioned in the text (1 Bachowice, 2 Inwa³d, 3 Targanice, 4 Roczyny, 5 Leœna, 6 Štramberk, 7 Kurovice, 8 Pavlovské Kopce)

4 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 12 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka Pod wzglêdem geologicznym teren znajduje siê w Zachodnich Karpatach zewnêtrznych (fliszowych), na obszarze wystêpowania allochtonicznych p³aszczowin zbudowanych g³ównie z utworów fliszowych (co szczególnie dotyczy górnej kredy i paleogenu), odkorzenionych od swego pod³o a i nasuniêtych na p³ytê pó³nocnoeuropejsk¹. Szczególna uwaga zwrócona zostanie tu na osady basenu protoœl¹skiego (zachodnia czêœæ basenu seweryñskomo³dawidzkiego sensu Œl¹czka et al. 2006, równie przedstawiany w literaturze jako basen œl¹ski), wchodz¹ce obecnie w sk³ad p³aszczowin œl¹skiej i podœl¹sko- danickiej. Utwory basenu magurskiego nie bêd¹ rozwa ane szczegó³owo. Przy opisach litostratygraficznych zastosowano do tej pory sformalizowane jednostki litostratygraficzne, znajduj¹ce siê w powszechnym u yciu w Polsce, a tak e w s¹siednich obszarach Republiki Czeskiej i S³owacji. Dotychczas stosowany tradycyjny schemat litostratygraficzny opiera³ siê na porównywaniu charakterystycznych litosomów w obrêbie wydzielonych jednostek tektoniczno-strukturalnych, przy czym jednostki te nie odpowiadaj¹ œciœle karpackim basenom sedymentacyjnym, choæ czêœciowo siê z nimi pokrywaj¹ (zob. Golonka & Waœkowska-Oliwa 2007). Baseny karpackie w ci¹gu 150 milionów lat ich istnienia przesz³y gruntown¹ ewolucjê. Ukszta³towa³y siê pierwotnie w jurze, ich konfiguracja zmienia³a siê w kredzie i paleogenie. Tak wiêc, celem rozwa añ jest propozycja systematyki jednostek litostratygraficznych i ich genetyczne przyporz¹dkowanie w nawi¹zaniu do macierzystych stref sedymentacyjnych (basenów i innych obszarów), wydzielanych na podstawie najnowszych badañ paleogeograficznych (Golonka et al. 2000, 2003, 2006, 2008). Wydaje siê, e tego rodzaju ujêcie lepiej odzwierciedla z³o on¹ historiê sedymentacji obszaru badañ. Przedstawiamy tê propozycjê pod dyskusjê Grupy Roboczej Systemu Jurajskiego. Minê³o ponad 170 lat od czasu wprowadzenia przez Puscha pierwszej jednostki litostratygraficznej fliszowych Karpat, jak¹ by³ wapieñ cieszyñski. Nazwa ta zachowa³a swoj¹ aktualnoœæ do dzisiaj. Podwaliny pod litostratygrafiê tego obszaru wnios³y prace prowadzone w XIX wieku przez geologów g³ównie austriackich Glockera, Hoheneggera, Paula, Tietzego, Uhliga, a tak e Waltera i Dunikowskiego (zob. szczegó³owe rozwa ania i spis literatury w Golonka & Waœkowska-Oliwa 2007). Hohenegger (1861) m.in. ustali³ zarys stratygrafii jednostki œl¹skiej charakteryzuj¹c wydzielenia, takie jak: dolne i górne ³upki cieszyñskie, warstwy wierzowskie, czy piaskowiec grodziski. W owym czasie Zachodnie Karpaty zewnêtrzne znajdowa³y siê w ca³oœci w monarchii austro-wêgierskiej, a wprowadzane nazwy mia³y uniwersalny charakter. Po I Wojnie Œwiatowej powsta³ nowy podzia³ polityczny obszaru obejmuj¹cego Karpaty. Zosta³y wytyczone granice, a badania nad litostratygrafi¹ Karpat zaczê³y toczyæ siê odrêbnymi torami w obrêbie nowych pañstw. Po II Wojnie Œwiatowej kontakty naukowe uleg³y ograniczeniu, wyjazdy do s¹siednich pañstw zosta³y utrudnione. Efektem tego by³o powstanie odrêbnych schematów litostratygraficznych dla lokalnych obszarów, wchodz¹cych w sk³ad tych samych du ych jednostek facjalnych. Nowoczesne nazwy formalne jak: grupa, formacja, czy ogniwo wprowadzono w Polsce jedynie w pieniñskim pasie ska³kowym (Birkenmajer 1977), w jednostce skolskiej (Kotlarczyk 1978) i czêœciowo w jednostce magurskiej (Birkenmajer & Oszczypko 1989). W schemacie litostratygraficznym jednostek œl¹skiej i podœl¹skiej pozostawiano oryginalne nazwy nieformalne jak warstwy, piaskowce, ³upki itd. (zob. Œl¹czka et al. 2006). W tym czasie w Republice Czeskiej uporz¹dkowano nomenklaturê na bazie formalizacji, która mocno zakorzeni³a siê ju w literaturze karpackiej (zob. Picha et al. 2006).

5 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych 13 Próba ujednolicenia schematów litostratygraficznych dla czeskiej i polskiej czêœci Karpat Zachodnich zosta³a podjêta przez Golonkê & Waœkowsk¹-Oliwê (2007). Obecnie pragniemy uczyniæ dalszy krok w tym kierunku. Jest to szczególnie wa ne w czasach, gdy granice utraci- ³y swoje dawne znaczenie, a podró e i kontakty s¹siedzkie s¹ bardzo ³atwe. LITOSTRATYGRAFIA GÓRNEJ JURY I DOLNEJ KREDY W póÿnej jurze i wczesnej kredzie istnia³y dwa baseny: magurski i protoœl¹ski (seweryñsko- -mo³dawidzki, zob. Œl¹czka et al. 2006, te Golonka et al. 2008); ich utwory wesz³y póÿniej w sk³ad fliszowych jednostek tektonicznych Karpat zewnêtrznych. Basen magurski by³ czêœci¹ Tetydy alpejskiej (np. Golonka 2004, Golonka et al. 2000, 2006, 2008 i literatura tam e), która rozwinê³a siê jako basen oceaniczny w jurze pomiêdzy terranem Alp Wschodnich Karpat wewnêtrznych a platform¹ pó³nocno-europejsk¹. Pozosta³a czêœæ Tetydy alpejskiej oddzielona by³a od basenu magurskiego grzbietem czorsztyñskim i wesz³a w okresie póÿniejszym w sk³ad pieniñskiego pasa ska³kowego. Basen protoœl¹ski (seweryñsko-mo³dawidzki) rozwin¹³ siê wewn¹trz platformy pó³nocnoeuropejskiej jako ryft lub basen za³ukowy. Pod³o e basenu jest reprezentowane przez œcienion¹ skorupê platformy pó³nocnoeuropejskiej, byæ mo e równie z fragmentami zacz¹tkowej skorupy oceanicznej. Pokrywa osadowa jest reprezentowana przez szereg sekwencji osadowych nale ¹cych do jednostek: œl¹skiej, podœl¹skiej i danickiej (Œl¹czka et al. 2006), które ods³aniaj¹ siê wspó³czeœnie w Polsce i Czechach. Sekwencje basenowe basenu protoœl¹skiego koñcz¹ siê na Morawach, podczas gdy sekwencje sk³onowe rozci¹gaj¹ siê dalej na zachód. Basen protoœl¹ski i magurski by³y od siebie oddzielone grzbietem œl¹skim. Basen magurski Basen magurski uformowa³ siê w jurze œrodkowej (Birkenmajer 1977, Golonka et al. 2006, Œl¹czka et al. 2006) po wypiêtrzeniu siê grzbietu czorsztyñskiego (bajos) (Krobicki & Wierzbowski 2004) i jego migracji na po³udnie (Lewandowski et al. 2005). Grzbiet czorsztyñski by³ wyniesieniem w obrêbie megabasenu pieniñsko-magurskiego i dzieli³ go na dwa baseny. Basen po³udniowo-wschodni (basen pieniñskiego pasa ska³kowego; orientacja grzbietu czorsztyñskiego patrz Golonka & Krobicki 2001, Grabowski et al. 2008) wraz z grzbietem czorsztyñskim tradycyjnie stanowi³y domenê pieniñskiego pasa ska³kowego. Przewa aj¹ca czêœæ sekwencji obszaru pó³nocno-zachodniego (basen magurski) wchodzi obecnie w sk³ad tektonicznej jednostki magurskiej, nale ¹cej do Karpat zewnêtrznych, jego czêœæ po³udniowa (jednostka tektoniczna Grajcarka, czy huliñska) wchodzi w sk³ad pieniñskiego pasa ska³kowego. Strefa ta zosta³a pominiêta w niniejszych rozwa aniach. Wspó³czeœnie pieniñski pas ska³kowy jest oddzielony od p³aszczowiny magurskiej subwertykalnym uskokiem przesuwczym. Jurajsko-wczesnokredowy basen magurski znajdowa³ siê pomiêdzy grzbietem czorsztyñskim a grzbietem œl¹skim, który by³ obszarem wyniesionym i stanowi³ fragment platformy pó³nocnoeuropejskiej. W jurze i wczesnej kredzie sedymentacja w basenie magurskim odzwierciedla³a postryftowy etap rozwoju. Na Morawach w Republice Czeskiej strefa facjalna basenowa jest reprezentowana przez formacjê rajnochowick¹ (Tab. 1) (Picha et al. 2006), wczeœniej opisywana jako flisz Gault

6 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 14 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka (Švábenická et al. 1997). Formacja ta jest znana z czêœciowej p³aszczowiny raczañskiej (Raèa) nale ¹cej do grupy p³aszczowin magurskich. Nazwa formacji pochodzi od miasteczka Rajnochovice w górach Hostýnské vrchy. Stratotyp jest ods³oniêty w brzegach rzeki Juhynì. Wed³ug Švábenická et al. (1997), ciemnoszare osady fliszowe tej formacji nale ¹ do przedzia³u wiekowego od hoterywu do cenomanu. Formacja z Hluka zosta³a pocz¹tkowo wyró niona jako ogniwo przez Paula (1890). Nazwa pochodzi od miejscowoœci Hluk w czêœciowej p³aszczowinie bia³okarpackiej nale ¹cej do grupy p³aszczowin magurskich na Morawach i na S³owacji. Jest to flisz wêglanowy z bia³awymi marglistymi piaskowcami przechodz¹cymi w piaszczyste margle (wapienie) oraz z czarnymi i zielonoszarymi i³owcami. Margle s¹ zwykle plamiste (chondrytyczne). Mi¹ szoœæ formacji, zweryfikowana wierceniami, wynosi ponad 120 m. Švábenická et al. (1997) okreœlili jej wiek na podstawie otwornic, nanoplanktonu, radiolarii i dinocyst. Ni sza czêœæ nale y do hoterywu-barremu, byæ mo e aptu, wy sza do górnego albu i cenomanu. Stosunek wyró nianej przez Oszczypko et al. (2005) w p³aszczowinie magurskiej formacji z Jasienia obejmuj¹cej zielone i czarne ³upki wieku alb cenoman, a tak e ciemnozielonych ³upków radiolariowych formacji huliñskiej zaliczanych do cenomanu, do formacji rajnochowickiej i formacji z Hluka nie jest ca³kiem jasny. Byæ mo e formacja z Jasienia odpowiada wy szej czêœci formacji rajnochowickiej. Jeœli za formacjê rajnochowick¹ uznaæ utwory z wiercenia Jarošov 1 (Hanzlíková 1985), to litofacjalnie odpowiada to wy szej czêœci formacji z Jasienia. Porównuj¹c osady w rdzeniach z otworów Obidowa IG-1 i Jarošov 1, mo na zauwa yæ, e w obu przypadkach zielone ³upki plamiste (zbioturbowane) mia³y cenomañski wiek. W formacji z Jasienia w Koninkach ko³o Mszany Dolnej w konkrecjach manganowych stwierdzone by³y radiolarie póÿnego cenomanu (wzmianka w Burtan et al. 1992). Burtan utwory albu cenomanu tej formacji porównywa³a do warstw lgockich basenu œl¹skiego (Burtan et al. 1976, 1992, Burtan & ydka 1978). W Pó³rzeczkach ko³o Mszany Dolnej pod zielonymi ³upkami s¹ czarne ³upki, prawdopodobnie alb, z pojedynczymi wk³adkami piaskowców, w których stwierdzono okruchy urgonu (Burtan et al. 1984). Na po³udniowym sk³onie i szelfie platformy pó³nocnoeuropejskiej oraz grzbietu œl¹skiego ograniczaj¹cych od pó³nocy basen magurski rozwija³y siê utwory g³ównie wêglanowe znane z licznych egzotyków i olistolitów znajdowanych w sekwencjach allochtonicznych p³aszczowiny magurskiej i jednostki Waschberga (Tab. 1). Profil stratotypowy formacji wapieni kurowickich znajduje siê w miejscowoœci Kurovice ko³o Tlumaèova na Morawach (oko³o 10 km na po³udniowy wschód od miasta Kromìøíž), gdzie znajduje siê ska³ka olistolitowa na granicy nasuniêtych na siebie p³aszczowin magurskiej i danickiej (Benešová et al. 1968). Wapienie te zosta³y po raz pierwszy opisane przez Glockera (1841), który przypisa³ im wiek jurajski. S¹ to g³ównie mikrytowe wapienie jasnoszare, œrednio- i cienko³awicowe (Eliáš et al. 1996, Švábenická et al. 1997). Ich mi¹ - szoœæ dochodzi do 160 m. Na podstawie aptychów i tintinidów ich wiek zosta³ okreœlony na?oksford wczesny berias (Vašíèek & Reháková 1994). Przykryte s¹ one utworami formacji margli z Tlumaèova (Vašíèek & Reháková 1994, Švábenická et al. 1997, Picha et al. 2006). Nazwa zosta³a po raz pierwszy wprowadzona przez Eliáša i Eliášov¹ (w Andrusov & Samuel 1985). Jest to kompleks mi¹ szoœci oko³o 60 m z³o ony z cienko- i œrednio³awicowych wapieni i margli. S¹ to utwory pelagiczne i osady typu kalcyturbidytów. Turbidyty wapienne mog¹ byæ korelowane z utworami formacji wapieni cieszyñskich basenu protoœl¹skiego. Wiek formacji z Tlumaèova zosta³ okreœlony na berias dolny walan yn (Vašíèek & Reháková 1994).

7 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych 15 Tabela (Table) 1 Górnojurajsko-dolnokredowa litostratygrafia sk³onu i podnó a sk³onu basenu magurskiego Upper Jurassic Lower Cretaceous lithostratigraphy of the slope and continental rise of the Magura Basin Dalej na po³udniowy zachód utwory wêglanowe górnej jury i dolnej kredy szelfu i sk³onu platformy pó³nocnoeuropejskiej znane s¹ z olistolitów z jednostki waschbergskiej w Austrii i Republice Czeskiej. Najstarsze utwory nale ¹ do formacji klentnickiej. Po raz pierwszy formacja ta zosta³a opisana przez Abla (1899), który nada³ jej nazwê od miejscowoœci Klentnice w Paw³owskich Wzgórzach (Pavlovské Kopce) w po³udniowych Morawach. S¹ to ciemnoszare margle i ³upki wapniste z drobnoziarnistymi wapieniami, których udzia³ iloœciowy

8 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 16 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka roœnie ku górze (Picha et al. 2006). Mi¹ szoœæ kompleksu dochodzi do 200 m. Hanzlíková (1965) stwierdzi³a wiek oksford wczesny tyton na podstawie otwornic. Zeiss (1977) okreœli³ na podstawie amonitów wiek wczesnotytoñski, zaœ Eliáš (1992) na podstawie istniej¹cych danych wysun¹³ przypuszczenie, e wiek formacji rozci¹ga siê od oksfordu po doln¹ czêœæ póÿnego tytonu. Ku górze formacja klentnicka przechodzi w formacjê wapieni z Ernstbrunn, która to nazwa pochodzi od miejscowoœci w Austrii. Øehánek (1987) stwierdzi³ wiek œrodkowo- i póÿnotytoñski wapieni z Ernstbrunn wystêpuj¹cych na terytorium Moraw. Moshammer & Schlaginweit (1999) przypuszczali, na podstawie otwornic bentonicznych i glonów (z Dasycladacae), e sedymentacja wapieni trwa³a do wczesnej kredy (wczesny/œrodkowy berias). Zeiss (2001), na podstawie opracowania taksonomicznego amonitów z lokalizacji stratotypowej w Ernstbrunn, stwierdzi³ wiek póÿno-œrodkowotytoñski po ni sz¹ czêœæ póÿnego tytonu. Dolna czêœæ formacji zdominowana jest przez zbrekcjowane organodetrytyczne wapienie z ilastym t³em i wiêkszymi kilkumetrowymi blokami wapieni. Facja ta reprezentuje talus platformy wêglanowej (Picha et al. 2006). Górn¹ czêœæ formacji tworz¹ grubo³awicowe, czêœciowo zdolomityzowane kalkarenity, miejscami oolityczne, a rzadziej wapienie mikrytowe. Utwory te powstawa³y w p³ytszych czêœciach platformy wêglanowej. Mi¹ szoœæ formacji wapieni z Ernstbrunn wynosi oko³o 120 m. Basen seweryñsko-mo³dawidzki Basen seweryñsko-mo³dawidzki lub protoœl¹ski (Œl¹czka et al. 2006, osady w nim utworzone okreœlane s¹ te jako grupa œrednia, Ksi¹ kiewicz 1977 i bibliografia tam e) wykszta³ci³ siê wpóÿnej jurze i wczesnej kredzie jako jednolity basen o przebiegu NW-SE. Oddzielony by³ wtedy od istniej¹cego ju basenu magurskiego grzbietem œl¹skim, w póÿnej kredzie podzieli³ siê na szereg mniejszych basenów, z których najwiêkszy by³ basen œl¹ski (jednostka œl¹ska). W literaturze czeskiej facje basenowe okreœlane s¹ utworami strefy facjalnej godulskiej (Godula Development lub podjednostka zob. Picha et al i literatura tam e). Najstarszymi osadami (Tab. 2) reprezentuj¹cymi synryftowy etap basenu s¹ utwory formacji wêdryñskiej (Vendrynì) (Eliáš et al. 2003, Picha et al. 2006) wystêpuj¹ce w rejonie miast Frýdek, Cieszyn i Trzyniec w Republice Czeskiej, a w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca i Bielska-Bia³ej w Polsce. S¹ typowe wy³¹cznie dla strukturalnej jednostki œl¹skiej. Profil stratotypowy formacji znajduje siê w naturalnym ods³oniêciu w brzegu Olzy w miejscowoœci Wêdrynia (czeska nazwa Vendrynì) ko³o Trzyñca, blisko ujœcia potoku Vendryòka do Olzy. Utwory te znane s¹ w Polsce jako ³upki cieszyñskie dolne (np. Œl¹czka et al i literatura tam e). Rozwiniête s¹ w postaci ciemnoszarych, brunatnych lub prawie czarnych grubo³upliwych ³upków marglistych z podrzêdnymi wk³adkami pelitycznych lub detrytycznych wapieni cienko- i œrednio³awicowych. Miejscami utwory te stanowi¹ sedymentacyjn¹ brekcjê ³upkow¹ (³upkowe debris flow). W stropowej czêœci formacji znajduje siê horyzont ropicki zawieraj¹cy liczne egzotyki i olistolity wapieni (Menèik et al. 1983). Wiek formacji okreœla siê w literaturze polskiej na kimeryd tyton (np. Œl¹czka et al i literatura tam- e). Na terenie Czech udokumentowano wiek oksford do póÿnego tytonu (Menèík et al. 1983), miejscami nie jest wykluczony nawet wczesny berias (Skupien 2003a). Mi¹ szoœæ formacji wynosi oko³o 300 m (Golonka & Waœkowska-Oliwa 2007).

9 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych 17 Tabela (Table) 2 Górnojurajsko-dolnokredowa litostratygrafia basenów seweryñsko-mo³dawidzkiego i bachowickiego Upper Jurassic Lower Cretaceous lithostratigraphy of the Severinic-Moldavidic and Bachowice basins

10 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 18 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka Powy ej formacji wêdryñskiej (Tab. 2) w obrêbie jednostki strukturalnej œl¹skiej wystêpuj¹ utwory formacji wapieni cieszyñskich (Golonka & Waœkowska-Oliwa 2007). Ukazuj¹ siê one na powierzchni w rejonie miast Frýdek, Cieszyn i Trzyniec w Republice Czeskiej a w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca i Bielska-Bia³ej i Kóz w Polsce. Profil stratotypowy formacji znajduje siê w Cieszynie, na górze Zamkowej. W sp¹gowej czêœci wydzielenia dominuj¹ wapienie pelityczne lub detrytyczne, drobnoziarniste, cienko³awicowe, wy ej wapienie detrytyczne œrednio- i gruboziarniste, miejscami nawet zlepieñcowate. Wapienie s¹ prze³awicane ³upkami marglistymi, w górnej czêœci zapiaszczonymi ziarnami kwarcu. Wiek ich zosta³ okreœlony przez Olszewsk¹ (2005) na tyton póÿny wczesny walan- yn, na Morawach na póÿny tyton wczesny póÿny walan yn (Skupien 2003a). Mi¹ szoœæ formacji dochodzi do 200 m (Golonka & Waœkowska-Oliwa 2007). Nad wapieniami cieszyñskimi w obrêbie strukturalnych jednostek œl¹skiej i podœl¹skiej wystêpuj¹ utwory formacji grodziskiej. Formacja ta zaproponowana przez Eliáša et al. (2003) nazywana by³a te przez geologów czeskich (zob. Picha et al i literatura tam e) formacj¹ cieszyñsko-grodzisk¹. Profil stratotypowy formacji cieszyñsko-grodziskiej, który znajduje siê we wsi Nova Dedina ko³o Frydlantu na Morawach (Eliáš et al. 2003) mo e byæ równie zastosowany do formacji grodziskiej. Kompleks osadów pomiêdzy formacj¹ wapieni cieszyñskich i formacj¹ wierzowsk¹ (wed³ug Rotha & Matejki 1953) pomiêdzy rzekami Ostravica i Stonavka nie mo e byæ obiektywnie podzielony na górne ³upki cieszyñskie (Hohenegger 1861), warstwy grodziskie (Uhlig 1888) i warstwy wierzowskie sensu Hohenegger (1861). Z tego powodu zosta³a wprowadzona nazwa ogniwo (formacja) cieszyñsko-grodziska. Ta dwucz³onowa nazwa nie spe³nia jednak wymogów wspó³czesnej miêdzynarodowej nomenklatury litostratygraficznej, gdzie zaleca siê nazwy jednocz³onowe. Z tego powodu oryginalna nazwa zosta³a zmieniona na formacjê grodzisk¹, bez zmiany charakterystyki litologicznej. Utwory tej formacji s¹ szeroko rozprzestrzenione w rejonie miast Nový Jièín, Frenštát, Frýdek, Cieszyn i Trzyniec w Republice Czeskiej a w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca, Bielska-Bia³ej rejonie ywca, Kêt, Por¹bki, Andrychowa, Wadowic, Harbutowic, Kalwarii i Skawiny-Mogilan w Polsce. W sk³ad formacji wchodz¹ nastêpuj¹ce wydzielenia funkcjonuj¹ce w polskiej litostratygrafii (zob. Œl¹czka et al i literatura tam e): ³upki cieszyñskie górne, warstwy grodziskie i dolna czêœæ warstw wierzowskich. Typowe utwory formacji grodziskiej sensu Eliáš et al. (2003) wykszta³cone s¹ w postaci ciemnoszarych marglistych ³upków i cienko³awicowych drobnoziarnistych piaskowców z prze³awiceniami wapieni detrytycznych i syderytów. Lokalnie, zw³aszcza we wschodniej czêœci obszaru, wystêpuj¹ gruboziarniste piaskowce i zlepieñce z egzotykami, których mi¹ szoœæ dochodzi do 150 m. W literaturze polskiej (zob. Œl¹czka et al i literatura tam e) funkcjonuj¹ jako piaskowce grodziskie. Proponuje siê dla nich stworzyæ nowe wydzielenie: ogniwo piaskowców zpiechówki. Jako profil stratotypowy wskazuje siê ods³oniêcie w nieczynnym kamienio³omie w przysió³ku Piechówka w egocinie. Z kolei dla wydzielenia znanego w literaturze polskiej jako górne ³upki cieszyñskie proponuje siê nazwê ogniwo ³upków z Cisownicy wieku walan- yn hoteryw (Szyd³o 2005, Œl¹czka et al. 2006). Profil stratotypowy znajduje siê w prawobrze nym dop³ywie potoku Radoñ we wsi Cisownica pomiêdzy Goleszowem a Ustroniem w Polsce (Unrug red. 1969). Lokalnie, na przyk³ad w okolicach miasteczka Lanckorona w jednostce podœl¹skiej, ³upki te przechodz¹ bocznie w cienko³awicowe piaskowce z licznymi spikulami g¹bek dolne warstwy gezowe, wieku hoteryw apt (Ksi¹ kiewicz 1951, Golonka

11 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych , Œl¹czka & Kaminski 1998). Prawdopodobnie powinno siê dla nich stworzyæ wydzielenie w randze ogniwa (z Lanckorony?), brak jednak dobrego profilu stratotypowego. Wiek formacji grodziskiej okreœla siê na walan yn apt. Mi¹ szoœæ dochodzi do 300 m (Golonka & Waœkowska-Oliwa 2007). Formacja wierzowska (³upki wierzowskie) wystêpuje w rejonie miast Nový Jièín, Frenštát, Frýdek, Trzyniec w Republice Czeskiej, a na terenie Polski w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca, miêdzy Bielskiem-Bia³¹ a Myœlenicami w obrêbie strukturalnej jednostki œl¹skiej, oraz w rejonie ywca, na pó³noc od Wadowic, w rejonie Kalwarii oraz rejonie Skawiny Mogilan w obrêbie strukturalnej jednostki podœl¹skiej. Wydzielenie to buduj¹ czarne, liœciaste ³upki ilaste i skrzemionkowane, zawieraj¹ce ³awice i konkrecje sferosyderytów. Wydzielenie warstwy wierzowskie (Wernsdorfer Schichten) zosta³o wprowadzone przez Hoheneggera (1858, 1861) na podstawach biostratygraficznych, czyli fauny amonitowej a nie na podstawie litologii. Nazwa pochodzi od miejscowoœci Veøovice (Wernsdorf) na Morawach. Matìjka & Roth (1949) scharakteryzowali formacjê wierzowsk¹ jako sekwencjê czarnych, twardych, czêsto zsylifikowanych i³owców redukuj¹c jej zasiêg. I³owce nie zawieraj¹ makrofauny, ani, z wyj¹tkiem spirytyzowanych radiolarii, mikrofauny. Mi¹ - szoœæ formacji na Morawach dochodzi do 250 m, w Polsce mi¹ szoœæ dochodzi do m (Golonka 1981). Lokalnie utwory te wykszta³cone s¹ w postaci czarnych ³upków mu³owcowych z egzotykami ska³ krystalicznych i wapiennych. Wiek ich okreœla siê na póÿny apt (Skupien 2003b). W basenie protoœl¹skim w albie rozpoczê³a siê sedymentacja synorogenicznych utworów fliszowych. upki formacji wierzowskiej zosta³y stopniowo zast¹pione fliszem formacji lgockiej (Picha et al. 2006), której osady wystêpuj¹ w Beskidzie Morawskim, Œl¹skim, Ma- ³ym a tak e w rejonie ywca w jednostkach strukturalnych œl¹skiej i podœl¹skiej. Formacjê lgock¹ reprezentuj¹ piaskowce cienko³awicowe, wstêgowane i czêsto krzemionkowe, prze³awicane kompleksami ciemnych ³upków. Na Morawach formacja lgocka (Lhoty Formation) jest reprezentowana przez utwory pelityczne, miejscami fliszoidalne. Formacja ta zosta³a niezbyt dok³adnie opisana przez Paul & Tietze (1877) jako Ellgother Schichten w okolicach miejscowoœci Vyšní Lhoty (Ellgoth) i Nýdek. Uhlig (1902) zredefiniowa³ formacjê jako ciemnoszare, s³abowapniste ³upkowate i³owce, miejscami z cienkimi warstwami krzemionkowych piaskowców. W najwy szej czêœci wydzielenia miejscami wystêpuje seria niebieskawych rogowców i piaskowców cienko³awicowych z ³upkami odpowiadaj¹cych rogowcom mikuszowickim Szajnochy (1884). Do charakterystycznych cech formacji w Czechach Matìjka & Roth (1949) dodali fakt, e i³owce s¹ zwykle plamiste, a oprócz ciemnoszarych i³owców bardzo czêsto wystêpuj¹ i³owce zielonoszare. Powo³uj¹c siê na fakt, e w latach 60. ostatniego stulecia, stratotyp Paula & Tietzego (1877) w okolicach miejscowoœci Vyšní Lhoty praktycznie nie istnia³, E. Hanzlíková i Z. Roth (w Hanzlíková 1966) wybrali neostratotyp formacji lgockiej znajduj¹cy siê w profilu rzeki Jièínki w okolicach miejscowoœci Veøovice. Profil porównawczy znajduje siê w Rzykach ko³o Andrychowa. W Polsce, w obrêbie tej formacji zaznacza siê wiêkszy udzia³ piaskowców, szczególnie dalej ku wschodowi pojawiaj¹ siê w niej piaskowce w rejonie miejscowoœci Rabe i Bystre ko³o Baligrodu (³uska Bystrego) grubo³awicowe piaskowce, a nawet zlepieñce (Œl¹czka & Kaminski 1998). Lokalnie, w stropowej czêœci warstw lgockich, wystêpuj¹ piaskowce z³o one z ziaren kwarcu i igie³ g¹bek o charakterze gezy. Rogowce mikuszowickie stanowi¹ ogniwo w obrêbie formacji lgockiej. Profil stratotypowy

12 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 20 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka Szajnochy (1884) znajduje siê w miejscowoœci Mikuszowice, stanowi¹cej dziœ przedmieœcie miasta Bielska-Bia³ej. Profil ten nie jest obecnie zbyt dobrze ods³oniêty; proponuje siê wiêc neostratotyp w miejscowoœci Brody w okolicach miejscowoœci Lanckorona. Wiek formacji okreœla siê na alb prawdopodobnie dolny cenoman (Hanzlíková 1966, Picha et al. 2006, Œl¹czka et al i literatura tam e). Mi¹ szoœæ formacji lgockiej dochodzi do 300 m (Golonka & Waœkowska-Oliwa 2007). Na sk³onie platformy pó³nocnoeuropejskiej, w kierunku basenu œl¹skiego, rozwija³y siê utwory g³ównie wêglanowe znane z licznych egzotyków i olistolitów znajdowanych w sekwencjach allochtonicznych ró nych jednostek strukturalnych Karpat zewnêtrznych. Sk³on platformy zró nicowa³ siê w póÿnej jurze w wyniku termicznego podnoszenia, poprzedzaj¹cego roz³am, który uformowa³ basen protoœl¹ski. Powsta³o wyniesienie Baška Inwa³d na brzegu basenu protoœl¹skiego oddzielaj¹ce ten basen od g³êbszej czêœci platformy znanej jako basen bachowicki (Ksi¹ kiewicz 1956, Nowak 1973, Olszewska & Wieczorek 2001, S³omka et al. 2006). Wyniesienie mia³o charakter podniesienia brzegowego (shoulder uplift). Jego wysokoœæ wzglêdna w stosunku do basenowej strefy bachowickiej by³a stosunkowo niedu a. Niemniej jednak na brzegu basenu protoœl¹skiego w tytonie i wczesnej kredzie rozwija³y siê utwory p³ytkowodne o charakterze biohermowo-rafowym, podczas gdy w basenie bachowickim przewa a³y osady o charakterze pelagicznym (Ksi¹ kiewicz 1956, Nowak 1973, Olszewska & Wieczorek 2001). Osady jurajskie basenu Bachowic (Tab. 2) rozpoczynaj¹ wapienie krynoidowe znane z Bachowic, z Roczyn ko³o Andrychowa, a tak e ze ska³ki w Leœnej ko³o ywca (Ksi¹ kiewicz 1935a, b, c, 1956, Nowak 1973, Barczyk 1998, Kopik 1998, Kotañski 1998, Maliszewska 1998, Nescieruk 1998, Pugaczewska 1998, Olszewska & Wieczorek 2001). S¹ to wapienie zielonawe i wapienie ó³te, czerwonawe i pstre margliste z fragmentami krynoidów, je owców, mszywio- ³ów, muszli ma³ y i ziaren kwarcu. Wiek ich jest okreœlany jako kelowej (wczesny oksford?). Proponuje siê wydzieliæ je w randze formacji wapienia z Leœnej. Wy sz¹ pozycjê zajmuj¹ jasnoszare warstwowane wapienie pelagiczne z warstewkami rogowców, przypominaj¹ce wapienie rogowcowe facji Maiolica z Pienin. Wiek ich jest okreœlany jako oksford wczesny tyton (Ksi¹ kiewicz 1935a, b, c, 1956, 1965, Nowak 1973, Olszewska & Wieczorek 2001). Znane s¹ z Roczyn i Targanic ko³o Wadowic, odpowiadaj¹ im pelagiczne wapienie z Bachowic (Ksi¹ - kiewicz 1956). Proponuje siê dla nich wprowadzenie wydzielenia formacja wapieni z Roczyn. Podobne pelagiczne utwory znane s¹ tak e z oksfordu przedgórza Karpat (Golonka 1978, Olszewska & Wieczorek 2001). Jasne wapienie margliste oksfordu z licznymi amonitami znane s¹ te z olistolitu pochodz¹cego z po³udniowego obrze enia platformy europejskiej, a znajduj¹ce siê obecnie we fliszu jednostki skolskiej Kruhela ko³o Przemyœla we wschodniej czêœci polskich Karpat (Wójcik 1913, Nowak 1973 i literatura tam e). Równie oksfordzkiego wieku s¹ egzotyki i olistolitowe ska³ki radiolarytów, pochodz¹ce prawdopodobnie z kordyliery œl¹skiej (Soták & Ožvoldová 1993), a obecnie wystêpuj¹ce w jednostce danickiej (w obrêbie warstw chvalèovskich). Wy sz¹ pozycjê zajmuj¹ w basenie bachowickim wapienie pelagiczne bia³e, szare i kremowe, mikrytowe, lub drobnokrystaliczne z amonitami, aptychami i tintinidami (Ksi¹ - kiewicz 1956, Nowak 1973, Olszewska & Wieczorek 2001). Wiek ich okreœla siê jako tyton. Proponuje siê dla nich nazwê formacja wapieni z Bachowic. Wyniesienie Baška Inwa³d zaznaczy³o siê wyraÿnie ju w tytonie przez wystêpowanie p³ytkowodnych utworów, które fragmentarycznie by³y redeponowane do basenu protoœl¹-

13 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych 21 skiego. W karpackiej literaturze czeskiej dla obszaru platformy i sk³onu obrze aj¹cych basen przyjê³a siê nazwa strefa facjalna Baška (Baška Development zob. Picha et al i literatura tam e). Eliáš (1979) doda³ trzeci element, mianowicie strefê facjaln¹ Kelè do znanych uprzednio z czeskiej czêœci jednostki œl¹skiej stref facjalnych godulskiej i Baški (Tab. 2). Strefa ta jest reprezentowana przez osady utworzone w górnej czêœci sk³onu basenowego wyniesienia Baški. Sedymentacja w strefie facjalnej Kelè (podjednostka w Picha et al. 2006) jest znana od walan ynu. W dolnej kredzie sekwencja osadowa jest zbli ona do profilu znanego ze strefy facjalnej godulskiej. Najwy sz¹ czêœæ profilu strefy facjalnej Kelè zajmuje formacja jasenicka. Formacja ta zosta³a zdefiniowana przez Eliáša (1979), nazwa pochodzi od miejscowoœci Jasenice ko³o Valašské Meziøíèí na Morawach (profil stratotypowy w wierceniu Jasenice-1, m). Formacja jasenicka rozwija siê stopniowo z formacji wierzowskiej. Charakteryzuje siê przewag¹ szarych i zielonych, plamistych ³upków z prze³awiceniami turbidytowych piaskowców, mikrytowych wapieni i z warstw¹, miejscami wielometrowej mi¹ szoœci, ilastych zlepieñców zawieraj¹cych klasty wapieni sztramberskich. Mi¹ szoœæ formacji wynosi m, wiek okreœlono jako alb (Benešová & Eliáš 1968). Formacja jasenicka odpowiada formacji lgockiej z godulskiej strefy facjalnej. Sedymentacja w strefie facjalnej Baška (podjednostka), która by³a zdefiniowana przez Matìjka & Roth (1949, 1955), jest ograniczona w swoim wystêpowaniu do wzglêdnie ma³ego obszaru Wzgórz Palkovice pomiêdzy Frýdek i Nový Jièín. Pocz¹tkowo sedymentacja by³a zwi¹zana z platform¹ wêglanow¹ znajduj¹c¹ siê na wyniesieniu Baška. Osadza³ siê tam wapieñ sztramberski. Wapieñ sztramberski zosta³ zdefiniowany przez Hoheneggera (1849), który jednak nie wskaza³ profilu stratotypowego. Opinie na temat zasiêgu wiekowego ró ni¹ siê w szczegó³ach. Najczêœciej wskazywano na wiek tytoñski. Wed³ug Houšy (w Houša & Vašíèek 2005) sedymentacja wapienia sztramberskiego mog³a rozpocz¹æ siê w najm³odszym kimerydzie i zakoñczyæ we wczesnym beriasie (podstrefa kalpionelowa Remaniella). Wapieñ sztramberski, w formie du ych wêglanowych bloków, mniejszych bloków, brekcji i zlepieñców, w swojej klasycznej formie wystêpuje w szeregu lokalizacjach zgrupowanych w najbli szym s¹siedztwie miasta Štramberk. Opinie na temat u³o enia i pozycji tych wapieni w jednostce œl¹skiej s¹ do dziœ kontrowersyjne. Matìjka & Roth (1955), Eliášová-Frajová (1962), Houša (1976) i Menèík et al. (1983) interpretuj¹ wêglanowe bloki jako ska³ki tektoniczne oderwane od platformy wêglanowej w czasie nasuwania siê p³aszczowiny œl¹skiej. Wed³ug Eliáš & Stráník (1963), Eliáš (1979), Eliáš & Eliášová (1984, 1986), wiêksze, jak równie mniejsze bloki utworzy³y siê na skutek dezintegracji platformy i redepozycji wapieni do m³odszych osadów u podnó a wyniesienia Baška. adna ze wspomnianych teorii nie t³umaczy jednak chaotycznego charakteru osadów zawieraj¹cych wapienie w rejonie Štramberku. Jak stwierdzili Picha et al. (2006), prawda le y gdzieœ poœrodku tych obu opinii. Otoczona rafami koralowymi platforma wêglanowa Štramberku by³a Ÿród³em klastyków i rumoszu skalnego. Sp³ywy podmorskie i pr¹dy zawiesinowe przenosi³y mniejsze i wiêksze bloki i fragmenty z obrze enia krawêdzi platformy do przyleg³ego basenu u stóp sk³onu. Z drugiej strony w trakcie póÿniejszego transportu tektonicznego du e fragmenty platformy wêglanowej by³y odrywane od bardziej miêkkich, mniej kompetentnych ska³ usytuowanych na sk³onach platformy. W rezultacie powsta³ melan, w którym wiêksze bloki platformy wêglanowej maj¹ charakter ska³ek. Mniejsze bloki i rumosz s¹ zwi¹zane z osadami, które rozwinê³y siê we wczesnej kredzie i wczesnej póÿnej kredzie.

14 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 22 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka Houša (1975, 1990), równie Houša w Houša & Vašíèek (2005) udowadniali, e po zakoñczeniu sedymentacji wapieni sztramberskich w rejonie Štramberku sedymentacja wczesnokredowych wêglanów trwa³a nieprzerwanie dalej. Wskazuj¹ na to kalpionellidy i amonity. Z tych dolnokredowych wêglanów wapieñ koprzywnicki jest najs³awniejszy. Suess (1858) opisa³ go pod nazw¹ wapienia z Nesseldorf (niemiecka nazwa miejscowoœci Kopøivnice). Profilem stratotypowym jest kamienio³om górny Blücher pomiêdzy Štramberkiem i Kopøivnicami. Wapieñ koprzywnicki zawiera, oprócz licznych ramienionogów, póÿnowalan yñskie amonity (Houša & Vašíèek 2005). W okresie pomiêdzy sedymentacj¹ wapieni sztramberskich i koprzywnickich, osadzi³y siê wapienie z Olivetská hora. PóŸniej Houša (Houša & Vašíèek 2005) zweryfikowa³ wy ej wymienion¹ jednostkê litostratygraficzn¹, w jej miejsce tworz¹c dwie jednostki formacjê z Èupka i formacjê z Gloriet. Ta pierwsza formacja powstawa³a w interwale œrodkowy berias do dolnej czêœci górnego beriasu (zony kalpionellidowe Elliptica do Simplex), zaœ formacja z Gloriet od dolnego walan ynu do dolnej czêœci górnego walan ynu (zony amonitowe Pertransiens do Verrucosum). Oprócz tych osadów wêglanowych, równie inne lokalne dolnokredowe jednostki litostratygraficzne s¹ znane z rejonu Štramberku. Nale ¹ do nich miêdzy innymi czarnoszare i³owce i mu³owce zawieraj¹ce amonity póÿnego walan ynu i wczesnego hoterywu (zachowane zwykle jako odlewy pirytowe Houša & Vašíèek 2005). Houša ³¹czy je z nazw¹ formacji z Planawy. Wystêpuj¹ tu równie inne ciemnoszare osady bez amonitów zaliczane zwykle do albu i cenomanu (Svobodová et al. 2002, 2003, 2004). Znacz¹c¹ czêœæ tych niewêglanowych osadów w wy szej czêœci dolnej kredy zajmuje ogniwo z Chlebovic, czasami zwane zlepieñcem z Chlebovic. Po raz pierwszy ogniwo to zosta³o opisane przez Hoheneggera (1861). Nazwa pochodzi od gminy Chlebovice ko³o Frýdka. Wspomniane zlepieñce i piaskowce wystêpuj¹ nie tylko w rejonie Štramberku, lecz równie w innych stanowiskach jednostki œl¹skiej. Wœród otoczaków, ró nej wielkoœci fragmentów i bloków przewa aj¹ wapienie sztramberskie. Hohenegger (1861) wczeœniej rozpozna³ warstwy zlepieñcowate poza rejonem Štramberku w osadach ró nego wieku: starsze (zwykle hoteryw) znajduj¹ siê w dolnej czêœci formacji grodziskiej (na terytorium Czech np. stanowiska Wzgórze Œw. Ignacego (St. Ignatius Hill), Janovice, Sedlištì, Tìrlicko, Sobìšovice, Hradištì, Koòákov, Stanislavice, Chotìbuz) i m³odsze (wy szy alb do cenomanu) ograniczone do podjednostki Baška (np. stanowiska Chlebovice, Tichá, Vlèovice, Hukvaldy, Rychaltice, Palkovice). Hohenegger (1861) nazwa³ te wyst¹pienia redeponowanych wapieni sztramberskich egzotycznymi wyst¹pieniami wapieni sztramberskich. Picha et al. (2006) w³¹czyli wszystkie lokalne osady kredowe i lokalne jednostki litostratygraficzne rejonu Štramberka do wydzielenia facji z Kotouè. W wersji oryginalnej jednak e, ogniwo z Kotouè zosta³o zdefiniowane przez Eliáša & Stráníka (1963), jako ciemnoszare do czarnoszarych osadów o zmiennej zawartoœci piasku. Wspó³czeœnie facja z Kotouè reprezentuje wszystkie wymienione uprzednio osady kredowe ³¹czone przewa nie z rejonem Štramberku. W swoim normalnym rozwoju strefy facjalnej Baška, facja z Kotouè odpowiada formacji grodziskiej i formacji z Baški. Formacja z Baški wystêpuje masowo w podjednostce Baška (Tab. 2), miêdzy innymi w rejonie Štramberku. Formacja z Baški (oryginalnie Baschker Sandstein) by³a opisana przez Hoheneggera (1861). Nazwa pochodzi od gminy Baška blisko Frýdka. Definicja Matìjki & Roth (1949) odpowiada wspó³czesnej koncepcji formacji. Formacja z Baški ma najczêœciej charak-

15 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych 23 ter œrednio- do gruborytmicznego fliszu. Wiele ³awic piaskowca zawiera niezbyt ostro zarysowane warstwy br¹zowawych i niebieskoszarych krzemieni. Co wiêcej piaskowce i zielonawe i³owce wystêpuj¹ w cyklach. Wed³ug zespo³ów otwornic (Hanzlíková & Roth 1963), w dolnej czêœci te ma³ y inoceramów (Vašíèek 1977), formacja odpowiada stratygraficznie wy szej czêœci œrodkowego albu do dolnego cenomanu. Mi¹ szoœæ formacji z Baški jest oszacowana na m. W Polsce wapienie formacji sztramberskiej znane s¹ przede wszystkim ze ska³ek w okolicach Andrychowa, okreœlane s¹ tam mianem wapieni inwa³dzkich. We wschodniej czêœci polskich Karpat w rejonie Kruhela wystêpuj¹ tytoñskie wapienie typu sztramberskiego z S sk³onu platformy europejskiej. Podobne utwory jak w strefie facjalnej Baška wykszta³ci³y siê po przeciwleg³ej stronie basenu protoœl¹skiego, na grzbiecie œl¹skim. Znane s¹ z wielu egzotyków i olistolitów w p³aszczowinach magurskiej, œl¹skiej i podœl¹skiej. W Karpatach zewnêtrznych, g³ównie w p³aszczowinie œl¹skiej, wystêpuj¹ olistostromy, które m.in. zawieraj¹ olistolity wczesnokredowych utworów (Cieszkowski et al. 2003). Olistolity pochodz¹ce z warstw lgockich znane s¹ w grubo³awicowych piaskowcach w dolnej czêœci warstw lgockich w Ustroniu (Unrug red. 1969) (prawdopodobnie odpowiednik piaskowców ostrawickich). Wielkich rozmiarów olistolity utworów formacji grodziskiej (piaskowce grodziskie, górne ³upki cieszyñskie) i wierzowskiej znane s¹ z Klêczan i rejonu Skrzydlnej. STRATYGRAFIA SEKWENCYJNA OSADÓW GÓRNEJ JURY I DOLNEJ KREDY ZACHODNIEJ CZÊŒCI KARPAT ZEWNÊTRZNYCH Zaproponowane litostratygraficzne jednostki formalne wyj¹tkowo dobrze koreluj¹ siê z globalnym schematem przedzia³ów wiekowych opartych na stratygrafii sekwencyjnej (Golonka & Kiessling 2002). Przedzia³y te zosta³y u yte dla gromadzenia danych litostratygraficznych na potrzeby generowania map paleolitofacjalnych w skali globalnej i megaregionalnej (Golonka 2002, 2007), w szczególnoœci danych dotycz¹cych raf (Kiessling et al. 1999). Formacja wêdryñska odpowiada przedzia³owi wiekowemu 21 supersekwencji dolna Zuni II, Formacja wapieni cieszyñskich przedzia³owi wiekowemu 22 supersekwencji dolna Zuni III. Niezgodnoœæ œródwalan yñska ma charakter globalny, zaznacza siê te doskonale na przedgórzu Karpat, gdzie koñczy siê sedymentacja utworów jurajsko-dolnokredowych i rozpoczyna d³ugotrwa³e wynurzenie. W Karpatach zewnêtrznych koñczy siê wtedy sedymentacja turbidytów wêglanowych. Formacja grodziska powstawa³a w przedziale wiekowym 23, czyli supersekwencji górna Zuni I reprezentuj¹cej póÿny walan yn wczesny apt (Golonka & Kiessling 2002). Formacje wierzowska i lgocka osadza³y siê w przedziale wiekowym 24, czyli supersekwencji górna Zuni II. Praca by³a finansowana ze œrodków Komitetu Badañ Naukowych w latach jako projekt badawczy 4 T12B : Paleotektoniczne uwarunkowania powstawania ska³ macierzystych w jurze i wczesnej kredzie Karpat zewnêtrznych, grantu AGH nr , oraz Grant Agency of the Czech Republic (GAÈR No. 205/07/1365)

16 J. Golonka, Z. Vašíèek, P. Skupien, 24 A. Waœkowska-Oliwa, M. Krobicki, M. Cieszkowski, A. Œl¹czka & T. S³omka LITERATURA Abel O., Studien in Klippengebiete zwischen Donau und Thaya. I. Pollau Auchweibarth (Aufnahmsbericht). Verhandlungen der geologischen Reichsanstalt, 10, Andrusov D. & Samuel O., Stratigrafický slovník Západných Karpát, 2, L/Z. GÚDŠ Bratislava. Barczyk W., Uwagi o wystêpowaniu brachiopodów œrodkowojurajskich w ska³ce w Leœnej ko³o ywca. Biuletyn Pañstwowego Instytutu Geologicznego, 384, Benešová E. & Eliáš M., Hlavní výsledky vrtného prùzkumu akumulací se štramberskými vápenci u Jasenice a na Libhoš ské hùrce. Zprávy o geologických výzkumech v roce 1966, Benešová E., Eliáš M. & Matìjka A., Geology of the Kurovice klippe. Sborník geologických Vìd, 13, Birkenmajer K., Jurassic and Cretaceous lithostratigraphic units of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland. Studia Geologica Polonica, 45, Birkenmajer K. & Oszczypko N., Cretaceous and Palaeogene lithostratigraphic units of the Magura nappe, Krynica subunit, Carpathians. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 59, Burtan J. & ydka K., On metamorphic tectonites of the Magura nappe in the Polish Flysch Carpathians. Bulletin of Polish Academy of Sciences, Earth Sciences, 26, Burtan J., Paul Z. & Watycha L., Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1: Arkusz Mszana Górna. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Burtan J., Chowaniec J. & Golonka J., Wstêpne wyniki badañ nad egzotycznymi ska³ami wêglanowymi z zachodniej czêœci polskich Karpat fliszowych. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 346, Burtan J., Cieszkowski M., Mastella L. & Paul Z., Okno tektoniczne Mszany Dolnej. Trasa A.2.3. Przewodnik 63 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Koninki 1992, Kraków, Cieszkowski M., Golonka J., Polak A., Rajchel J. & Œl¹czka A., Olistostroms in the deep water flysch deposits in the Polish outer Carpathians. W: Vlahoviæ I. (Ed.), 22 nd IAS Meeting of Sedimentology Opatija Institute of Geology, Zagreb, 66. Eliáš M., Facies and paleogeography of the Silesian unit in the western part of the Czechoslovak flysch Carpathians. Vìstník Ústøedního ústavu geologického, 54, Eliáš M., Sedimentology of the Klentnice Formation and the Ernstbrunn Limestone (Ždánice-Subsilesian Unit of the Outer West Carpathians). Vìstník Ústøedního ústavu geologického, 67, Eliáš M. & Eliášová H., Facies and paleogeography of the Jurassic in the western part of the Outer Flysch Carpathians in Czechoslovakia. Sborník geologických vìd, Geologie, 39, Eliáš M. & Eliášová H., Tlumaèovské slínovce. W: Andrusov D. & Samuel O. (eds), Stratigrafický slovník Západných Karpát. 2 L/Z. GÚDŠ, 272. Eliáš M. & Eliášová H., Elevation facies of the Malm in Moravia. Geologický Zborník, Geologica Carpathica, 37, 4,

17 Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych 25 Eliáš M. & Stráník Z., K pùvodu štramberských vápencù. Vìstník Ústøedního ústavu geologického, 38, 2, Eliáš M., Martinec P., Reháková D. & Vašíèek Z., Geologie a stratigrafie kurovických vápencù a tlumaèovských slínovcù v kurovickém lomu (svrchní jura, spodní køída, Vnìjší Západní Karpaty, Èeská republika). Vìstník Èeského geologického ústavu, 71, Eliáš M., Skupien P. & Vašíèek Z., Návrh úpravy litostratigrafického èlenìní nižší èásti slezské jednotky na èeském území (vnìjší Západní Karpaty). Sborník vìdeckých Prací Vysoké Školy báòské TU, Øada hornicko-geologická, Monografie 8, Eliášová-Frajová H., Poznámky ke vzniku štramberských vápencù. Vìstník Ústøedního ústavu geologického, 37, Glocker E.F., Über den Jurakalk von Kurowitz in Mähren und über den darin vorkommenden Aptychus imbricatus. Verhandlungen der Kaiserlichen Leopoldinisch- -Carolinischen Akademie der Naturforscher, 19 (1840), Breslau Bonn, Suppl. 2, Golonka J., 1978: Upper Jurassic microfacies in the Carpathian Foreland. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 310, Golonka J., Bielsko-Biala Sheet. Geological Map of Poland, Explanations, Geological Institute. Publishing House, Warszawa, Golonka J., Plate-tectonic maps of the Phanerozoic. W: Kiessling W., Flügel E. & Golonka J. (eds), Phanerozoic reef patterns. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Special Publication, Tulsa, 72, Golonka J., Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381, Golonka J., Phanerozoic Paleoenvironment and Paleolithofacies Maps. Mesozoic. Kwartalnik AGH Geologia, 33, 2, Golonka J. & Kiessling W., Phanerozoic time scale and definition of time slices, W: Kiessling W., Flügel E. & Golonka J. (eds), Phanerozoic reef patterns. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Special Publication, Tulsa, 72, Golonka J. & Waœkowska-Oliwa A., Stratygrafia polskich Karpat fliszowych pomiêdzy Bielskiem-Bia³¹ a Nowym Targiem. Kwartalnik AGH Geologia, 33, 4/1, Golonka J., Oszczypko N. & Œl¹czka A., Late Carboniferous Neogene geodynamic evolution and palaeogeography of the Circum-Carpathian region and adjacent areas. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 70, Golonka J., Krobicki M., Oszczypko N., Œl¹czka A. & S³omka T., Geodynamic evolution and palaeogeography of the Polish Carpathians and adjacent areas during Neo- Cimmerian and preceding events (latest Triassic-earliest Cretaceous).W: McCann T. & Saintot A. (eds), Tracing Tectonic Deformation Using the Sedimentary Record. Geological Society, London, Special Publications, 208, Golonka J. Gahagan L., Krobicki M., Marko F., Oszczypko N. & Œl¹czka A., Plate Tectonic Evolution and Paleogeography of the Circum-Carpathian Region.W: Golonka J. & Picha F. (eds), The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources: American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 84,