Jankowski Leszek (red) KOMPLEKSY CHAOTYCZNE KARPAT POLSKICH Chaotic complexes of polish Carpathians. Sesja referatowa

Transkrypt

1 Jankowski Leszek (red) KOMPLEKSY CHAOTYCZNE KARPAT POLSKICH Chaotic complexes of polish Carpathians Sesja referatowa Jaromir Probulski. - Osady chaotyczne Karpat w obrazie metod geofizyki poszukiwawczej. Katarzyna Jarmołowicz Szulc, Leszek Jankowski Badania zespołów minerałów i materii organicznej w strefie melanżu w regionie bieszczadzkim BarbaraOlszewska, Zbigniew Paul, WojciechRyłko - Wiek skałek andrychowskich i zmelanżowanych utworów brzegu Karpat 4. Jan Bromowicz, Janusz Olszak - Osady chaotyczne u czoła podjednostki bystrzyckiej między Kamienicą a Bardejovem 5. Małgorzata Garecka, Leszek Jankowski, Andrzej Szydło - Spływowe osady paleogenu i neogenu w strefie przygranicznej Polski i Ukrainy. 6. Leśniak Grzegorz, Bando Czesław - Wstępne badania petrograficzne skał z melanżu tektonicznego w Jabłonkach 7. Piotr Strzeboński Poźnokredowo wczesnopaleoceńskie debryty kohezyjne warstw istebniańskich zachodniej części serii śląskiej Karpat 8. Piotr Ruciński, Marek Cieszkowski Utwory chaotyczne w warstwach inoceramowych i hieroglifowych zachodniej części jednostki dukielskiej 9. Marek Cieszkowski, Jan Golonka, Michał Krobicki, Andrzej Slączka, Nestro Oszczypko, Anna Waśkowska Oliwa. - Origin of olistostroms in different stages of the Northern Carpathians evolution 1

2 ABSTRAKTY Jaromir Probulski Dział Nowych Przedsięwzięć i Przetwarzania Sejsmicznego PGNiG S.A. w Warszawie, Oddział Sanok Jasło, ul.asnyka 6 Osady chaotyczne Karpat w obrazie metod geofizyki poszukiwawczej. Pod pojęciem warstw chaotycznych w Karpatach rozumie się głównie osady powstałe w trakcietrwania procesów tektonicznych (jura-miocem) oraz nasuwania się górotworu z południa na północ. Można tutaj wyróżnić osady chaotyczne powstałe w procesie rozciągania, kompresji oraz procesów przesuwczych. Do najczęstszych form rodzajów kompleksów chaotycznych, można zaliczyć: melanże tektoniczne, zdeformowane tektoniczne olistostromy /najczęściej wieku mioceńskiego/, wielkoskalowe zsuwy grawitacyjne osadów, osady typu blok matrix i inne rodzaje. Takie właśnie osady ze względu na swoją geometrię oraz charakter chaotyczny stanowią podstawowy problem w procesie tworzenia rzeczywistego modelu geologicznego 2D. Model ten w połączeniu z tektoniką górotworu stanowi w późniejszym etapie podstawę do wyznaczenia przekroju zbilansowanego. Dlatego też poznanie formy osadów chaotycznych oraz ich geometrii stanowi jeden podstawowych czynników poznania rzeczywistego modelu geologicznego, który z kolei będzie miał wpływ na model basenu naftowego oraz określenie dróg migracji węglowodorów. W trakcie długoletniej pracy autora nad rozpoznaniem budowy strukturalno tektonicznej fałdu: Gorlic, Osobnicy, Bóbrki-Rogów, Iwonicza, Potoka, Sanoka, Węglówki i wielu innych fałdów na podstawie dostępnych danych otworowych zauważono, że niejednokrotnie w zapisie krzywych geofizyki otworowej brak jest pewnej jednoznacznej korelacji sekwencji osadów w całym przewierconym profilu warstw budujących fałd. Po szczegółowej analizie oraz badaniach okazało się, że mamy tutaj do czynienia z formą osadów chaotycznych. Jednak ze względu na brak wystarczających danych nie jest możliwe obecnie określenie typu formy osadów chaotycznych. Natomiast po zlokalizowaniu tych osadów w otworach zrozumiano, dlaczego w pewnych strefach na przekrojach sejsmicznych nie występują jednoznaczne zapisy refleksyjne od tych warstw. Dlatego też, z pomocą rozkładu anomalii siły ciężkości w redukcji Bouguera, morfologii terenu, zarysu układu generalnego refleksów oraz zweryfikowanej sejsmicznie geologii powierzchniowej budowano 2

3 model prędkości fal sejsmicznych. Tak opracowany model prędkości wykorzystany w późniejszym etapie przetwarzania danych sejsmicznych przyczynił się do gwałtownej poprawy wynikowej karpackich sekcji sejsmicznych i przyczynił się do opracowania nowego modelu strukturalno tektonicznego. Przykładem może być tutaj z reprocesowany szeroki profil sejsmiczny 2D w rejonie Sanoka. Innym klasycznym przykładem skartowanych sejsmicznie warstw chaotycznych na zdjęciu sejsmicznym 2D oraz 3D jest strefa nasunięcia karpacko-stebnickiego w rejonie sigmoidy przemyskiej. Zauważa się tutaj osady, które wypełniają przestrzenie pomiędzy odrębnymi blokami nasuwczo-tektonicznymi o charakterze osobnych warstw. Ostatnią formą osadów chaotycznych przedstawianą w referacie będzie pokazany zsuw grawitacyjno-tektoniczny w obrębie warstw krośnieńskich w jednostce skolskiej, zarejestrowany w obrazie sejsmicznym, gdzie wyraźnie i jednoznacznie określono głębokość granicy zsuwu oraz jego formy. Na zakończenie należy podkreślić, że określenie wiarygodnego występowania warstw chaotycznych w danych geofizyki otworowej oraz danych sejsmicznych przyczyniło się do nowoczesnej formy budowania modeli strukturalno-tektonicznych gór fałdowych, jakimi są Karpaty. 3

4 BADANIA ZESPOŁÓW MINERAŁÓW I MATERII ORGANICZNEJ W STREFIE MELANŻU W REGIONIE BIESZCZADZKIM Katarzyna Jarmołowicz-Szulc 1, Leszek Jankowski 2 Państwowy Instytut Geologiczny, Rakowiecka 4, Warszawa; Oddział Karpacki, Państwowy Instytut Geologiczny, Skrzatów 1, Kraków W strefie melanżu tektonicznego w Bieszczadach w odsłonięciach w rejonie Jabłonek oraz Cisnej i Kalnicy przeprowadzono badania mineralogiczne i geochemiczne w utworach o strukturze bloki w matriks. Na badanym obszarze występuje mineralizacja węglanowa, kwarcowa i rudna oraz nagromadzenia materii organicznej. Wzajemne relacje wypełnień mineralnych i bituminów badano w skali makroskopowej (obserwacje terenowe) i mikroskopowej. Węglany tworzą wypełnienia żyłowe i wyraźne szczotki (Fig. 1). W skali mikroskopowej - w kalcycie zaobserwowano małe, pierwotne inkluzje wodne i wtórne (na spękaniach tnących kierunki łupliwości) węglowodorowe. Te ostatnie w nadfiolecie wykazują fluorescencję w barwach niebiesko białych, co świadczy o obecności w nich cięższych węglowodorów - ropy naftowej. Podobnie, jak w innych regionach, substancja bitumiczna (określana w literaturze np. jako asfaltyt czy antraksolit) na ogół zajmuje centralną partię żyłek (Fig. 2, Fig. 3). Fig. 1. Fig. 2. 4

5 Substancja bitumiczna niekiedy wyraźnie otula ziarna kwarcu, czasem tworzy bardzo cienkie żyłki. Kwarc występuje w postaci drobno- i grubokrystalicznej, zarówno na ściankach szczelin i spękań, jak i w centralnej części w obrębie wypełnień bitumicznych i/lub węglanowych ( Fig. 3). Euhedralny kwarc o dużych, nawet kilkumilimetrowych kryształach, diamentowym połysku i doskonałej przejrzystości zawiera liczne inkluzje stałe i fluidalne. Ich obfitość (zwłaszcza w przypadku inkluzji węglowodorowych) powoduje niekiedy przejście od kwarcu bezbarwnego do makroskopowo czarnego. W rejonie Jabłonek w kwarcu charakterystyczne są pierwotne inkluzje fluidalne jedno- i dwufazowe, nie wykazujące fluorescencji w nadfiolecie lub o niebieskawym świeceniu (Fig. 4). Fig. 3 Fig. 4. Wtórne inkluzje fluidalne mają charakter dwufazowy i wykazują świecenie białoniebieskie (uv). Temperatury homogenizacji inkluzji w kryształach kwarcu są zróżnicowane w zależności od składu (Tab. 1) i ich wartości mieszczą się w rejonie Jabłonek przedziale od 150 do 222 C (inkluzje o wypełnieniu solankowym, AQ) oraz w zakresie wartości ujemnych od - 90 do - 75 C (inkluzje węglowodorowe, HC) i od -68 do 55 C (CO 2 ). Dekrepitacja jednofazowych inkluzji zachodzi w zakresie temperatur C. Otrzymane wyniki badań kriometrycznych inkluzji wodnych wskazują na niewielkie zasolenie zasolenia fluidu w trakcie krystalizacji kwarcu. 5

6 Tab. 1. Zestawienie typów inkluzji i temperatur homogenizacji w rejonie Jabłonek Próbka Typ FI T h ( o C) Ja 10 HC/CO2-80 do do Ja 8 HC/AQ -80 do do +184 B 8 p~1.5 kbar HC/AQ - 92 do do +178 A 3-1 HC/CO do do /05 HC/AQ do do

7 Wiek skałek andrychowskich i zmelanżowanych utworów brzegu Karpat. BarbaraOlszewska 1, Zbigniew Paul 1, WojciechRyłko 1 1/ Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Karpacki Kraków W ostatnim okresie w trakcie opracowywania arkuszy Kalwaria Zebrzydowska i Wadowice, Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: wyróżniono u czoła Karpat Zewnętrznych dużą strefę utworów chaotycznych (typu,, bloki w matrix,, ), olistostrom i melanży tektonicznych. Wydzielenie to wyróżniono u czoła Karpat Zewnętrznych w rejonie Ryczowa, Zygodowic, Tłuczania, Przybradza i Andrychowa. Do wydzielenia tego zaliczono utwory tzw.,, fliszu zewnętrznego,, wyróżnionego w tym rejonie w ujęciu tradycyjnym przez Książkiewicza (1951a,b; 1972). Utwory,, fliszu zewnętrznego,, stanowią, w ujęciu autorów, matrix (tło) dla tkwiących w obrębie niego bloków skał różnego wieku. Skały te były w tradycyjnym ujęciu elementami wyróżnianego tu dotychczas profilu jednostki podśląskiej. Zdaniem autorów, szereg kompleksów skalnych wyróżnianych jako,, flisz zewnętrzny,, i tzw. jednostka podśląska zewnętrzna są pozostałością po szerokiej, zróżnicowanej facjalnie (przewaga facji szelfowych i skłonowych) strefie północnego brzegu Karpat, zaburzonej i zmelanżowanej, wciągniętej częściowo pod nasunięcie Karpat i widocznej dodatkowo dalej na południu w strefach okiennych (na ark. Kalwaria Zebrzydowska jest to zespół okien tektonicznych między jednostką śląską górną Pogórza Lanckorońskiego a łuską Stroń Pasiek, w ujęciu tradycyjnym zespół okien reprezentuje strefę lanckorońsko-żegocińską ). Tym samym utwory, w istocie tych samych facji, północnego brzegu Karpat w wyniku póżniejszej ewolucji tektonicznej (podziału tektonicznego), włączane do różnych brzegowych jednostek tektoniczno facjalnych Karpat (na arkuszach, jednostka podśląska zewnętrzna zostały zdeformowane, zmelanżowane, a następnie wciągnięte zostały w kanał subdukcyjny i niekiedy zmieszane z utworami miocenu przedgórza, o czym świadczyć może mioceński wiek próbek pobranych z chaotycznego kompleksu,, fliszu zewnętrznego,,.na chaotyczny charakter całej strefy,,fliszu zewnętrznego,, zwrócił też uwagę Jankowski (Jankowski, 2000). Czyli inaczej mówiąc mamy tutaj do czynienia z fragmentem pryzmy akrecyjnej Karpat Zewnętrznych. Zdaniem Krzywca (Krzywiec,1997), który opisał pryzmę Karpat Zewnętrznych w rejonie centralnej części zapadliska przedkarpackiego, pryzmę akrecyjną Karpat Zewnętrznych stanowi klin osadów deponowanych od dolnej kredy (górnej jury?) do dolnego miocenu wraz\ze zdeformowanymi, stopniowo wciągniętymi w jej struktury osadami 7

8 przedpola. Opis podobnych zjawisk w innych częściach Karpat znajdujemy w pracach Jankowskiego(Jankowski, 2004, 2007). Zdaniem autorów, w okolicy Andrychowa w kompleksie chaotycznym znajduje się grupa skałek, andrychowskiego pasa skałkowego. Badania terenowe oraz badania mikrofaunistyczne wykazały że skałki te leżą u brzegu nasunięcie jednostki śląskiej, w obrębie utworów mioceńskiech gdzie także znajdują się zaburzone pakiety fliszowych skał karpackich które można rozpoznać jako pakiety warstw pochodzące z jednostki podśląskiej. Utwory przewiercone otworem Roczyny 6 mają charakter olistostromowy i składaja się z dolno mioceńskiej matriks (znanej z zapadliska przedkarpackiego), w której tkwią olistolity kredowych i paleogeńskich utworów Karpat fliszowych. Analiza zespołów mikroskamieniałości stwierdzonych w materiale z otworów Inwałd 1 i Inwałd 2 potwierdza że skałki Inwałdu oderwały się od platformy zachodnio europejskiej zagłębiając się w utworach mioceńskich zapadliska przedkarpackiego wraz z fragmentami utworów fliszowych karpat. Także analiza profilu wykonanego ostatnio otworu, o roboczej nazwie Targanice W-1, wskazuje że przewiercone utwory mają charakter olistostromowy, dodatkowo są silnie zaburzone tektonicznie. W matriks stwierdzono śladowe ilości form dolno mioceńs 8

9 Osady chaotyczne u czoła podjednostki bystrzyckiej między Kamienicą a Bardejovem JAN BROMOWICZ, JANUSZ OLSZAK Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, al. Mickiewicza 30, Kraków; bromow@geol.agh.edu.pl, joszak@geol.agh.edu.pl Osady chaotyczne u czoła podjednostki bystrzyckiej stwierdzono pomiędzy ujętymi w tytule miejscowościami oddalonymi o około 70 km, co wskazuje na regionalny charakter ich występowania. Autorzy bardziej drobiazgowo opisali je z dwóch obszarów, gdzie są szczególnie dobrze odsłonięte: z doliny Kamienicy Nawojowskiej w pobliżu Łabowej (J. Bromowicz 1998) oraz okolicy Kamienicy (J. Olszak 2006). Usytuowane są w dolnej części formacji beloweskiej (fm) w pobliżu jej granicy z formacją łupków z Łabowej (fm) co wedle N. Oszczypki (1991, 2004) wyznacza ich wiek na środkowy eocen. Znajomość charakterystycznych cech tych utworów pozwoliła na śledzenie ich obecności w niewielkich nawet odsłonięciach i ustalenie ich rozprzestrzenienia po okolice Bardejova na wschodzie (Fig. 1), co nie wyklucza ich występowania zarówno dalej na wschód na terenie Słowacji jak i na terenie Polski na zachód od Kamienicy. Celem pracy jest przedstawienie typowych detalów omawianych osadów, które mogą być pomocne dla rozpoznania ich obecności w innych częściach czoła podjednostki bystrzyckiej, a być może także stwierdzenia podobnych osadów w innych jednostkach Karpat. W osadach tych wyróżnić można tło pełniące rolę masy wypełniającej (faza rozpraszająca) i tkwiące w nim składniki o różnej litologii, wielkości i niejednolitych kształtach (faza rozproszona). Tło stanowią w różny sposób wykształcone utwory formacji beloweskiej zbudowanej głównie z ciemno niebieskoszarych łupków marglistych z cienkimi, niezbyt zwięzłym, silnie zailonymi, bardzo drobnoziarnistymi piaskowcami. Są tu zarówno regularnie uławicone fragmenty profilu z piaskowcami w ławicach miąższości 1-3 cm i pakietami łupkowymi sięgającymi 25 cm jak też tylko ich części w formie brył różnej wielkości a także pozbawione uławicenia, silnie zaburzone fragmenty, występujące w formie rozlasowanej, błotnistej, jasnoniebieskiej masy podstawowej. Wśród łupków niebieskoszarych obecne są niekiedy nieregularnego kształtu bryły i silnie zaburzone przeławicenia łupków czerwonych. Sporadycznie tło stanowią wyłącznie silnie rozlasowane łupki czerwone. Wśród składników tkwiących w powyżej opisanych osadach wyróżnić można ze względu na wielkość składniki reprezentujące frakcje żwirowe od drobnokalibrowych po bardzo grubokalibrowe, bloki o wymiarach przekraczających 4 m a także olbrzymie bryły o wymiarach rzędu setek metrów i objętościach liczących miliony m 3. Frakcje żwirowe drobno- i średniokalibrowe stanowią ziarna kwarcowe o różnym stopniu obtoczenia, okruchy zwięzłych i miękkich, mułowcowatych piaskowców, fragmenty margli i grubołupiacych się silnie wapnistych łupków. Zwykle nagromadzeniom okruchów tej frakcji towarzyszy duża ilość zwęglonego detrytusu roślinnego dającego ciemnoszare zabarwienie osadu. 9

10 W grubszych frakcjach żwirowych, gdzie wymiary fragmentów skalnych wahają się od 3 cm do 4 m spotyka się głównie zwięzłe, niebieskoszare, drobnoziarniste piaskowce stanowiące ostrokrawędziste części ławic z zachowanymi często strukturami sedymentacyjnymi w postaci laminacji poziomej, falistej, przekątnej a także jamek wirowych oraz biogenicznego pochodzenia śladów żerowania i hieroglifów organicznych. Spotykane są również fragmenty zwięzłych margli niebieskoszarych wietrzejących na szaroniebiesko o zwykle obłych kształtach. Są wśród nich też bardzo dobrze obtoczone o kształtach kulistych i wrzecionowatych o wygładzonych powierzchniach, na których widoczne są trójkątne zagłębienia (do 1 cm) o boku 3 cm. Pojawiają się też nieregularnego kształtu bryły łupków czerwonych. Bloki o wymiarach przekraczających 4 m, dla których, zgodnie z definicją Abbate i in. (1970) przyjmowana jest nazwa olistolitów są mono lub polilityczne. Pierwsze budują piaskowce drobnoziarniste, gruboziarniste i margle. Olistolity polilityczne zawierają, przedzielone łupkami powyżej wymienione skały w formie uławiconej. Wśród monolitycznych dominują olistolity piaskowców gruboziarnistych, sporadycznie zlepieńcowatych. Są one zwięzłe, wapniste, niebieskoszare, niekiedy tylko słabo zwięzłe, bezwapniste o barwie brunatnej z obfitym detrytusem roślinnym. Piaskowce drobnoziarniste w olistolitach są mocno zwięzłe, ciemno niebieskoszare, często laminowane. Margle są ciemnoniebieskie do czarnych, zwięzłe, pryskliwe, po zwietrzeniu jasnoniebieskie z brunatnymi nalotami. Kształty monolitycznych olistolitów są zróżnicowane. Obok pojedynczych ławic bez śladów odkształceń występują ławice o powierzchniach zakrzywionych o charakterze płatów deformacyjnych i fałdów deformacyjnych (fałdów synsedymentacyjnych) w postaci zagiętych ławic, niekiedy całkowicie złożonych lub też dających formy walca. Ich powierzchnie są bądź to równe, wygładzone, bądź też zawierają zachowane zagłębienia po klastach łupkowych, odlewy jamek wirowych i śladów żerowania. Często pojawiają się na nich drobne fałdki o charakterze zmarszczek zaburzających pierwotny relief. Obecne są też przemieszczenia w formie schodków o wysokości 1 cm i szerokości 10 cm. Zewnętrzna powierzchnia piaskowcowych olistolitów ma charakter polewy wyraźnie błyszczącej w promieniach słońca wywołanej nagromadzeniem krzemionki w zewnętrznych częściach brył (J. Bromowicz 1998). Olistolity polilityczne najczęściej są złożone z gruboławicowych piaskowców i margli przeławiconych cienkimi pakietami łupków. Pojawiają się również złożone wyłącznie z piaskowców jak też i takie gdzie znacznie przeważają margle, a sporadycznie jedynie rejestrowane są z większym udziałem łupków. Miąższości ławic piaskowcowych sięgają 2,5 m często wykazując warstwowanie frakcjonalne z ziarnami do 5 mm. Również miąższości margli w polilitycznych olistolitach przekraczają 2 m. Wymiary możliwych do pomierzenia polilitycznych olistolitów przekraczają kilkanaście metrów, co sprawia, że ich objętości siegają tysiecy m 3. Można przypuszczać, że w opisywanym obszarze występują większe polilityczne olistolity trudne do rozpoznania z racji zakrycia terenu. Przesłanką wskazującą na ich obecność są zaznaczające się w morfologii wyraźne wzniesienia świadczące o większej odporności na procesy denudacyjne budujących je skał w porównaniu do otaczających wychodni formacji beloweskiej. Potwierdzają to silne zaburzenia warstw obserwowane w odsłoniętych fragmentach takich wzniesień oraz fakt przewagi w ich budowie gruboławicowych piaskowców i margli. Nie bez znaczenia jest też i to, że interpretacja kartograficzna tego rodzaju utworów stwarza konieczność wprowadzenia dużych tektonicznych zaburzeń, co przy przyjęciu ich genezy olistolitowej znacznie obraz taki upraszcza. Powszechnie większe bryły i olistolity maja kształty wydłużone. Pośród 130 pomierzonych, gdzie możliwa była ocena trzech wymiarów, jedynie dla 25% były one do 10

11 siebie zbliżone. Pomiary azymutów najdłuższych osi zawarte są w granicach 80 o 140 o, a więc generalnie są zbliżone do rozciągłości warstw formacji i ogniw w ich otoczeniu. Taki układ sprawia trudności w rozpoznaniu obecności omawianych osadów chaotycznych w słabo odsłoniętych obszarach u czoła podjednostki bystrzyckiej. Wskaźnikami ich obecności mogą tam być silnie zaburzone, głownie łupkowe utwory formacji beloweskiej z obecnością łupków czerwonych, większe nagromadzenia brył margli i piaskowców o wymiarach przekraczających 1 m, obłe kształty wychodni brył często o wygładzonych powierzchniach, spieczonych w przypadku piaskowców, z drobnymi fałdkami i stopniami. Wskaźnikiem obecności największych, olbrzymich, polilitycznych olistolitów jest ich morfologiczna dominacja w obrębie wychodni formacji beloweskiej, a także wydłużone kształty zgodne z rozciągłością warstw. Literatura: Abbate E., Bortolotti V. & Passerini P. (1970) Olistrostromes and olistoliths. Sedim. Geol., 4: Bromowicz J.(1998) Olistolity w formacji beloweskiej (fm) w dolinie Kamienicy jako dowód synsedymentacyjnego skracania zbiornika magurskiego (Karpaty fliszowe). Zesz. Nauk. AGH, Geologia 24: Jankowski L., Kopciowski R. & Ryłko W. (2004) Geological Map of the Outer Carpathians: Borderland of Poland, Ukraine and Slovakia, 1: PGI, Warszawa. Lexa J., Bezák V., Elečko M., Mello J., Polák M., Potfaj M. &Vozár J. (2000) Geological Map of Western Carpathians and Adjacent areas, 1: Ministry of the Environment of Slovak Republic, Geological Survey of Slovak Republic, Bratislava. Olszak J. (2006) Synsedimentary slumping in fold-and-thrust system of the Magura Zone: evidence from olistoliths in the Beloveža Formation (Zbludza area, Poland). Geol. Carpathica 57, 3: Oszczypko N. (1991) Stratigraphy of the Palaeogene Deposits of the Bystrica Subunit (Magura Nappe, Polish Outer Carpathians) Bull. Pol. Acad. Sc., Earth Sc., 39: Oszczypko N. (2004) The structural position and tectonosedimentary evolution of the Polish Outer Carpathians. Polish Geol. Rev. vol. 52, no 8, 2: Żytko K., Gucik S., Ryłko W., Oszczypko N., Zając R., Garlicka I., Nemčok J., Eliaš M., Menčik E., Dvořak J., Stranik Z., Rakuš M. & Matejovska O. (1989) Geological Map of the Western Outer Carpathians and their Foreland without Quaternary formations. In: Geological Atlas of the Western Outer Carpathians (red. D. Poprawa and J. Nemčok). PIG Warszawa. 11

12 12

13 Spływowe osady paleogenu i neogenu w strefie przygranicznej Polski i Ukrainy. Małgorzata Garecka 1, Leszek Jankowski 2, Andrzej Szydło 3 1,2,3 Państwowy Instytut Geologiczny Oddział Karpacki, Kraków. W jednostkach zewnętrznych polskich Karpat fliszowych opisano szerokie spektrum osadów o charakterze płytkowodnym i genezie olistostromowej deponowanych od paleocenu po oligocen.. W jednostce skolskiej wyróżniono je, jako okruchowce z Makówki, iły babickie, zlepieńce z Siedlisk, warstwy popielskie albo utwory o typie olistostromowym w obrębie formacji menilitowej, czy w warstwach krośnieńskich (Kotlarczyk, 1981; Rajchel, 1990). Wśród nich na uwagę zasługują posiadające cechy olistostromy warstwy popielskie (uważane dotychczas za górnoeoceńskie) zdeponowane w brzeżnej i płytkiej strefie basenu skolskiego (Dżułyński et al., 1979). Są to łupki i iły margliste, piaszczyste, zielonawe lub brunatne zawierające głównie bloki wapiennych skał egzotykowych oraz faunę mięczaków; ponadto piaskowce glaukonitowe, niekiedy kwarcytowe (Piotrowski & Piotrowska, 2004). Warstwy te występują w formie soczewek w północno-wschodniej jednostki skolskiej. Utwory te w większej skali odsłaniają się w zachodniej części Karpat ukraińskich. Z tego obszaru opisywane są również warstwy worotyszczeńskie (ottnang-karpat, Garecka & Olszewska, 1997) reprezentowane przez iły warstwowane ciemne i szare, iły z gipsem, zawierające wkładki kruchych zlepieńców i piaskowców oraz sole kamienne. Dolna granica formacji przebiega w stropie warstw krośnieńskich górnych i na terenie Polski ma charakter tektoniczny. Natomiast granicę górną wyznacza pojawienie się zlepieńców formacji stebnickiej (Piotrowski & Piotrowska, 2004). Utwory te występują w zapadlisku przedkarpackim w spągu oraz u czoła nasunięcia karpackiego na SE od Przemyśla. Pozycję biostratygraficzną omawianych utworów ustalono w oparciu o nanoplankton wapienny i otwornice, które w prezentowanych badaniach skorelowano z zespołami opisywanymi z równowiekowych osadów polskich Karpat zewnętrznych. Ze stanowisk warstw popielskich po stronie ukraińskiej i polskiej uzyskano nanoflorę i mikrofaunę z przełomu eocenu i oligocenu podobną do zespołów z margli globigerynowych. Obecność w zespole nanoplanktonu Clausicoccus subdistichus, Isthmolithus recurvus, Lanternithus minutus, Reticulofenestra lockeri, R.ornata, R.umbilica wskazuje na wiek 13

14 wczesnooligoceński. Mikrofauna otwornicowa obejmowała głównie gatunki z przełomu eocenu i oligocenu. Jednak obecność wśród nich bentosu wapiennego (Cibicides, Melonis, Uvigerina, Globobulimina, Lenticulina) i sporadycznie aglutynującego (Clavulinoides) nawiązuje do pierwotnego środowiska depozycji na skłonie basenu skolskiego. Materiał mikropaleontologiczny uzyskany z warstw worotyszczeńskich zawierał jedynie redeponowany zespół nanoplanktonu wapiennego i otwornic obejmujący gatunki od paleocenu po oligocen z pojedynczymi elementami kredowymi. W próbkach stwierdzono charakterystyczny dla tych utworów kryształy gipsu. W badaniach prowadzonych w ubiegłych latach (Garecka & Jugowiec, 1999; Olszewska, 1999) odnotowano wczesnomioceńskie zespoły nanoflory i mikrofauny, obok których występowały redeponowane gatunki paleogeńskie. Cechy sedymentologiczne omawianych utworów oraz skład i stan zachowania materiału kopalnego wskazuje na spływowy charakter osadów, który ostatecznie został zdeponowany we wczesnym oligocenie (warstw popielskie) i wczesnym miocenie (warstwy worotyszczeńskie). Literatura: Dżułyński S., Kotlarczyk J., Ney R., Podmorskie ruchy masowe w basenie skolskim. [W:] Stratygrafia formacji z Ropianki. Poziomy z olistostromami w Karpatach przemyskich: Garecka M., Olszewska B., O stratygrafii jednostki stebnickiej w Polsce. Prz. Geol., 45: Garecka M., Jugowiec M., Results of biostratigraphic study of Miocene in the Carpathian Foredeep based on calcareous nannoplankton (in Polish with English summary). Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 168: Kotlarczyk J., The youngest olistostrome in the flysch deposits of the Skiba nppe (Polish Outer Carpathians). Congress of the Carpatho-Balkan Geological Association, September, 8-13, 191, Bucharest, Romania: PIOTROWSKI J., PIOTROWSKA K TOM IV JEDNOSTKI NIEFORMALNE MEZOZOIKU I KENOZOIKU W: MARDAL T.(RED.). SŁOWNIK JEDNOSTEK LITOSTRATYGRAFICZNYCH POLSKI:

15 Olszewska, B., Biostratigraphy of Neogene in the Carpathian Foredeep in the light of new micropalaeontological data. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 168: 9 27 (in Polish with English summary). Rajchel, J., Litostratygrafia osadów górnego paleocenu i eocenu jednostki skolskiej. Geologia, 48:

16 Wstępne badania petrograficzne skał z melanżu tektonicznego w Jabłonkach Leśniak Grzegorz, Bando Czesław Badania przeprowadzono w oparciu o 21 próbki skał pobrane z odsłonięcia melanżu tektonicznego w potoku Jabłonki w Jabłonkach. Próbki zostały pobrane z południowo wschodniej części odsłonięcia (sprofilowano około 10 m wzdłuż potoku). Z wszystkich próbek zostały wykonane płytki cienkie polerowane, nasycone barwiona żywicą. Badania petrograficzne wykazały, że wśród pobranych próbek znajdują się próbki piaskowców, zlepieńców i węglanów. Węglany reprezentowane są przez mikrytowe wapienie. W zlepieńcach dominują ziarna iłowców (silnie zażelazione), bardzo drobne mułowce kwarcowe oraz okruchy bardzo drobno i średnioziarnistych piaskowców (występują różnice w składzie mineralnym poszczególnych okruchów piaskowców). Okruchy te spojone są cementem kwarcowym i węglanowym. Przebadane próbki piaskowców reprezentują piaskowce lityczne, sublityczne i subarkozowe oraz waki sublityczne. Cementy w badanych próbkach reprezentowane są przez cement kwarcowy, ilasto - węglanowy (z rozmazami wodorotlenków Fe), ilasto kwarcowy oraz kalcytowy. W zależności od typu piaskowca dominuje cement kwarcowy (sublityczne), kalcytowy (lityczne) i w wakach ilasto - węglanowy. Skład mineralny piaskowców to ziarna kwarcu, skaleni potasowych (nieliczne ziarna plagioklazów), oraz okruchy skał magmowych, metamorficznych, skał osadowych i skał węglanowych. Indeks mineralny uzupełniają glaukonit, blaszki muskowitu (rzadko biotytu) minerały ciężkie głównie piryt, akcesorycznie turmalin, cyrkon. Wszystkie badane próbki (węglany, piaskowce, zlepieńce) pocięte są siecią mikro i mezo- szczelin. Szczeliny te wypełnione są kwarcem, kalcytem, węglowodorami (do 15.8 % preparatu). W części próbek (zlepieńce i piaskowce) zaobserwowano mineralizacje barytem. Kolejność mineralizacji należy określić następująco: - kwarc kalcyt ropa (węglowodory) gips. We wszystkich próbkach można zaobserwować wypełnienie przestrzeni porowej lub szczelin przez węglowodory (martwa ropa) maksymalna wartość 18.8 %. Prawdopodobnie mamy tutaj do czynienia z dwoma migracjami ropy naftowej, jednej wypełniającej przestrzeń porowa i drugiej związanej z wypełnieniami w szczelinach. Roztwory migrujące szczelinami wypełniłyby przestrzeń porowa uszczelniły również brzegi szczelin i nie pozwoliły na późniejsze wpłyniecie ropy w przestrzeń porową ropa pozostaje tylko w szczelinach. 16

17 PÓŹNOKREDOWO-WCZESNOPALEOGEŃSKIE DEBRYTY KOHEZYJNE WARSTW ISTEBNIAŃSKICH ZACHODNIEJ CZĘŚCI SERII ŚLĄSKIEJ KARPAT PIOTR STRZEBOŃSKI Akademia Górniczo-Hutnicza, al. Mickiewicza 30, Kraków; Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska; Katedra Geologii Ogólnej, Ochrony Środowiska i Geoturystyki Debryty kohezyjne (cohesive debrites) stanowią utwory kohezyjnych spływów rumoszowych (cohesive debris flows deposits), należące do kategorii grawitów osadów spływów grawitacyjnych (Unrug 1963, Middleton & Hampton 1976, Lowe 1979, Gani 2004). Debryty kohezyjne warstw istebniańskich w obszarze Beskidu Morawskiego i Śląskiego oraz Beskidu Małego reprezentują chaotycznie wykształcone utwory silikoklastyczne, charakteryzujące się wyraźnie bimodalnym rozkładem uziarnienia. Litofacja ta skomponowana jest z mieszaniny materiału drobnoklastycznego (mułowo-piaskowego), stanowiącego tzw. masę podstawową, pełniącą rolę spoiwa typu matriks (faza rozpraszająca) i materiału gruboklastycznego (w przewadze żwirowego) budującego szkielet ziarnowy osadu (faza rozproszona). Zawartość tych komponentów może wahać się w bardzo szerokich granicach, od zdecydowanej dominacji pelitowo-psamitowych składników matriks do przewagi psefitowych ziaren klastycznych szkieletu. Zwykle jednak ponad połowę objętości debrytów kohezyjnych buduje mułowo-piaskowa masa wypełniająca, w której bezładnie rozproszony jest różnorodny, o zmiennej koncentracji, słabo wysortowany materiał żwirowy, głównie kwarcowy o wielkości klastów około 2-3 cm (Strzeboński 2003, 2005, 2006). W OPISYWANYCH UTWORACH OBSERWOWANO LITOKLASTY SKAŁ O RÓŻNYM STOPNIU OBTOCZENIA, PORWAKI FRAGMENTÓW POJEDYNCZYCH ŁAWIC RÓŻNYCH LITOFACJI, NIEKIEDY SEDYMENTACYJNIE ZDEFORMOWANE (ZWINIĘTE, SKRĘCONE), TKWIĄCE W STROPIE KOMPLEKSÓW ORAZ NIEKIEDY PORWAKI ZDEFORMOWANYCH PAKIETÓW UTWORÓW UŁAWICONYCH ZWYKLE PIASKOWCOWO-ŁUPKOWYCH. PONADTO W CAŁEJ OBJĘTOŚCI OPISYWANEJ LITOFACJI LICZNIE WYSTĘPUJĄ KLASTY MUŁOWCOWE. OKOŁO 25% ZBADANYCH UTWORÓW ZAWIERAŁO W SKŁADZIE FAZY ROZPROSZONEJ MATERIAŁ EGZOTYKOWY (EGZOTYKOWE DEBRYTY KOHEZYJNE). DLA PREZENTOWANEJ LITOFACJI CHARAKTERYSTYCZNA JEST ZWYKLE BARDZO CIEMNA, PRAWIE CZARNA BARWA ZWIĄZANA Z OBECNOŚCIĄ UWĘGLONEGO DETRYTUSU ROŚLINNEGO. DEBRYTY KOHEZYJNE MAJĄ W SWOJEJ PODSTAWOWEJ OBJĘTOŚCI WYKSZTAŁCENIE MASYWNE (BEZŁADNE). W NIEKTÓRYCH PRZYPADKACH ZAOBSERWOWANO JEDNAKŻE SKONCENTROWANE NAGROMADZENIE LITOKLASTÓW FRAKCJI PSEFITOWEJ W SAMYM SPĄGU KOMPLEKSÓW, A W STROPIE WYSTĘPOWANIE MASYWNYCH, ZAPIASZCZONYCH MUŁOWCÓW. POWIERZCHNIE SPĄGOWE KOMPLEKSÓW OMAWIANYCH UTWORÓW 17

18 MOGĄ BYĆ NIERÓWNE, EROZYJNE, GŁÓWNIE W SYTUACJI NAGROMADZENIA W CZĘŚCI SPĄGOWEJ LITOKLASTÓW FRAKCJI ŻWIROWEJ, ZWYKLE JEDNAK SĄ ONE RÓWNE I PŁASKIE, BEZ OZNAK EROZJI. POWIERZCHNIE STROPOWE ZAZWYCZAJ SĄ RÓWNE I PŁASKIE Z WYJĄTKIEM SYTUACJI WYSTĘPOWANIA NA POWIERZCHNI PONADWYMIAROWYCH LITOKLASTÓW (PORWAKÓW). MOŻLIWA DO OBSERWACJI TERENOWEJ MIĄŻSZOŚĆ POJEDYNCZYCH KOMPLEKSÓW DEBRYTÓW KOHEZYJNYCH JEST BARDZO ZRÓŻNICOWANA, OD KILKUDZIESIĘCIU CENTYMETRÓW DO ZWYKLE KILKU METRÓW, W RZADKICH PRZYPADKACH DO KILKUNASTU METRÓW. Silikoklastyczne debryty kohezyjne warstw istebniańskich są charakterystycznymi utworami proksymalnej (skłonowej) strefy sedymentacyjnej śląskiego systemu depozycyjnego. Genetycznie związane są one ruchami masowymi generującymi grawitacyjne spływy osadów, deponowanych chaotycznie w formie fartuchów (Słomka 1995, Strzeboński & Słomka 2007). Wielokrotna resedymentacja zacierała pierwotne cechy strukturalne osadów, prowadziła do rozfragmentowania oraz wymieszania grubo i drobnoklastycznego materiału. W trakcie grawitacyjnego rozprzestrzeniania się kohezyjnych spływów rumoszowych mogło dochodzić do powstawania wtórnych ruchów masowych oraz do wzbudzania typowych prądów zawiesinowych. Na rozwój i charakter sedymentacji tego typu decydujący wpływ wywierała aktywna przebudowa tektoniczna śląskiego systemu depozycyjnego. Fragmenty obszaru źródłowego uaktywniały się w różnym stopniu i czasie, czego efektem była różna ilość i jakość dostarczanego materiału klastycznego. Pośrednią rolę w kształtowaniu sedymentacji chaotycznej mogły odgrywać spadki poziomu morza, które przyczyniałyby się do wydatnego zwiększania dostawy rumoszu do basenu. Wpływ na depozycję mogły mieć także lokalne wezbrania powodziowe powodujące wynoszenie z obszarów źródłowych znacznych ilości zwietrzeliny. Również wstrząsy sejsmiczne i fale morskie mogły nadawać impuls przyczyniający się w efekcie do masowej redepozycji osadów. Rozmieszczenie debrytów kohezyjnych w obszarze badań jak również w profilu warstw istebniańskich jest wybitnie niejednorodne. Z udziałów miąższościowych i częstości ich występowania, jak również z rozkładu wielkości składników fazy rozproszonej wynika, że najbardziej aktywnymi centrami sedymentacyjnymi związanymi z grzbietem śląskim alimentującym zachodnią część basenu śląskiego były obszary odpowiadające współcześnie Beskidowi Śląskiemu (12% udziału miąższościowego), a w drugiej kolejności Beskidowi Małemu (7%). Obszar odpowiadający Beskidowi Morawskiemu (2%) cechował się odmiennym sposobem rozwoju sedymentacji, wskazującym na pewną odrębność źródłowo-basenową tej części śląskiego systemu depozycyjnego. Z największą częstotliwością opisana litofacja występuje w obrębie piaskowców istebniańskich dolnych. Z kolei w stropie łupków istebniańskich dolnych pojawiają się debryty kohezyjne z litoklastami o największych rozmiarach, będące zapowiedzią przejścia do grubookruchowej depozycji górnych piaskowców istebniańskich m. in. z poziomami zlepieńców egzotykowych (egzotykowych debrytów niekohezyjnych). 18

19 Cechy wykształcenia kohezyjnych debrytów warstw istebniańskich, w szczególności: bardzo zróżnicowane uziarnienie (wielkość, rozkład), różna morfologia ziaren fazy rozproszonej (kształt, obtoczenie), zmienne upakowanie i orientacja składników, zróżnicowane spektrum składników egzotycznych, zwykle masywne struktury sedymentacyjne, a także niestała miąższość i kształt litosomów, zmienne kierunki paleotransportu, brak preferencji do występowania z określonymi typami litofacji, występowanie wśród chaotycznych kompleksów debrytów niekohezyjnych (utworów spływów ziarnowych), (Shanmugam & Moiola 1997, Gani 2004) oraz depozycja fartuchowa, wskazują na wybitną chaotyczność opisanej litofacji. Dodatkowo występowanie fragmentów debrytów kohezyjnych starszych generacji oraz pakietów skał innych litofacji wśród opisanych utworów wskazuje na możliwość wielokrotnej redepozycji osadów oraz ich przerabianie w brzeżnych strefach basenu. Litofacja debrytów kohezyjnych warstw istebniańskich ma istotne znaczenie dla rekonstrukcji śląskiego systemu depozycyjnego w okresie górny senon paleocen. Prace statutowe AGH (temat nr ). Literatura Gani M., R., A Straightforward Approach to Sediment Gravity Flows and Their Deposits. The Sedimentary Rekord, 2, 3, 4-8. Lowe D.R., Sediment gravity flows: their classification and some problems of application to natural flows and deposits. In: Doyle L.J. & Pilkey O.H. (eds), Geology of continental slopes. Spec. Publ., Soc. Econ. Paleont. Miner., 27, Middleton G.,V. & Hampton M., A., Subaqueous sediment transport and deposition by sediment gravity flows. In: Stanley D.J., Swift D.J.P. (eds), Marine sediment transport and environmental management, , Wiley, New York. Shanmugam G. & Moiola R.,J.,1997. Reinterpretation of depositional processes in a classic flysch sequence (Pennsylvanian Jackford Group), Ouachita Mountains, Arkansas and Oklachoma: reply. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull., 81, Słomka T.,1995. Głębokomorska sedymentacja silikoklastyczna warstw godulskich Karpat. Pr. Geol. PAN, 139, Kraków, Strzeboński P., Sedymentacja warstw istebniańskich (górny senon paleocen) zachodniej części serii śląskiej Karpat. Spraw. z Pos. Kom. Nauk Geol., PAN, XLVII/2, 6 s. (w druku), ( Strzeboński P., Debryty kohezyjne warstw istebniańskich (górny senon paleocen) na zachód od Skawy. Cohesive debrites of the Istebna Beds (Upper Senonian - Paleocene) west of the 19

20 Skawa river. Kwart. AGH. Geologia 31, 2, Kraków, In Polish, English summary and explanations. Strzeboński P., Cohesive debrites in the Istebna Beds (Upper Senonian Paleocene) of the Silesian series, Outer Flysch Carpathians. In: V. Eynatten H., Dunkl I., Fischer C., Karius V. & Ruppert H. (Hrsg.) 21th Meeting of Sedimentologists, 4th Meeting of SEPM Central European Section, Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, Heft 45, Sediment 2006, June 2006 Gzg, Göttingen, Germany, Strzeboński, P. & Słomka, T., Kaskady Rodła atrakcją geoturystyczną Beskidu Śląskiego. The Rodło Cascades as a geotouristic attraction of the Silesian Beskid Mts. Geoturystyka, 1, 8: In Polish, English summary and explanations. Unrug R Istebna Beds a fluxoturbidity formation in the Carpathian Flysch. Ann. Soc. Geol. Pol., 33,

21 Utwory chaotyczne w warstwach inoceramowych i hieroglifowych zachodniej części płaszczowiny dukielskiej Piotr RUCIŃSKI * & Marek CIESZKOWSKI** Uniwersytet Jagielloński, Instytut Nauk Geologicznych, ul. Oleandry 2a, Kraków, Polska; * piotrek.rucinski@gmail.com, ** marek.cieszkowski@op.pl Abstrakt: Utwory chaotyczne, tak o genezie tektonicznej jak i sedymentacyjnej, są dość częste w Karpatach zewnętrznych i występują szczególnie w strefach większych i mniejszych deformacji tektonicznych. Towarzyszą one m.in. takim strukturom tektonicznym jak np. nasunięcie brzeżne Karpat, nasunięcia poszczególnych płaszczowin Karpat fliszowych oraz łusek tektonicznych w ich obrębie, a także dużych (regionalnych) uskoków przesuwczych i zrzutowo-przesuwczych, czy też pozasekwencyjnych (Jankowski, 2007). Opisywane utwory są szczególnie pomocne przy wyznaczaniu wszelkiego rodzaju kontaktów tektonicznych podczas prac kartograficznych. W wyniku przeprowadzonych przez autora badań terenowych w rejonie Góry Piotruś na obszarze pomiędzy Tylawą i Jaśliskami, stwierdzono szereg wystąpień struktur chaotycznych. Najczęściej występują tutaj struktury chaotyczne typu melanży tektonicznych, które towarzyszą strefom nasuwczym łusek tektonicznych i ścięciom uskokowym. Pojawiają się one szczególnie w obrębie warstw inoceramowych przybierając formę bloków w matrix (Kopciowski, 2007). Prezentują się one jako bloki utworzone z porozrywanych tektonicznie grubych ławic piaskowców, które pływają w znacznie bardziej podatnych na tektoniczną dezintegrację skałach tworzących matrix, takich jak łupki i cienkoławicowe piaskowce. W obrębie warstw hieroglifowych, jak i inoceramowych spotyka się również spływy typu debris-flow, o typie piaszczysto mułowym lub rumoszowym, które wykazują brak uporządkowania (Ślączka, 1963). Geneza utworów spływowych jest jednak odmienna od wymienionych wyżej utworów chaotycznych związanych z regionalną tektoniką, a jest związana bardziej z lokalnymi warunkami panującymi w basenie. Tak częstym wystąpieniom tego typu struktur chaotycznych sprzyja habitus warstw hieroglifowych i inoceramowych, czyli współwystępowanie grubo- i średnioławicowych piaskowców z drobnorytmicznym fliszem złożonym z piaskowców cienkoławicowych przekładanych mułowcami i łupkami ilastymi (Ślączka, 1971), co sprawia, że utwory te były podatne na plastyczne deformacje osuwiskowo spływowe i tektoniczne. 21

22 Temat finansowany częściowo z projektu badawczego MNiSW nr N N , dec. nr 2497/B/PO1/207/33 oraz DS UJ. Słowa kluczowe: Spływy podmorskie, melanż, uskoki, nasunięcia, paleocen, eocen, płaszczowina dukielska. Literatura: Jankowski, L Kompleksy chaotyczne w rejonie gorlickim (polskie Karpaty zewnętrzne). Biul. Państw. Inst. Geol., 426. Kopciowski, R Rozwój facjalny i paleogeografia podjednostki Siar płaszczowiny magurskiej na południe od Gorlic. Biul. Państw. Inst. Geol., 426: Ślączka, A Spostrzeżenia nad sedymentacją warstw hieroglifowych i pstrych łupków w SE części jednostki dukielskiej (Polskie Karpaty Wschodnie). Ann. Soc. Geol. Pol. 23: Ślączka, A Geologia jednostki dukielskiej. Inst. Geol. Prace, 63:

23 Origin of olistostroms in different stages of the Northern Carpathians evolution Marek Cieszkowski 1, Jan Golonka 2, Michał Krobicki 2, Andrzej Ślączka 1, Nestor Oszczypko 1 & Anna Waśkowska-Oliwa 2 1 Institute of Geological Sciences, Jagiellonian University, Oleandry 2a, Kraków, 2 Faculty of Geology, Geophysics and Environmental Protection, Mickiewicza 30, Krakow, Poland; mark@ing.uj.edu.pl, jan_golonka@yahoo.com, krobicki@geol.agh.edu.pl, slaczka@ing.uj.edu.pl, nestor@ing.uj.edu.pl, waskowsk@agh.edu.pl The following geodynamic evolutionary stages, reflecting the Wilson s cycle, can be distinguished in the Northern Carpathians (Golonka et al., 2006): Stage I rifting of terranes off the major continent, forming oceanic basins (Triassic Early Cretaceous); Stage II formation of subduction zones along the active margin, partial closing of oceanic basin, development of deep-water flysch basin associate with this rifting on the platform (passive margin) with the attenuated continental crust (Late Cretaceous Paleocene); Stage III collision, perhaps terrane continent, with the accompanying convergence of two large continents, development of accretionary prisms, Eocene Early Miocene time in the Carpathian region; Stage IV postcollisional, (Miocene Present- future? The term olistostrome is derived from the ancient Greek and means «slide-layer» (Cieszkowski & Golonka, 2006). An olistostrome is a sedimentary deposit consisting of blocks of diverse origin that are immersed in a matrix. In the Northern Carpathians this matrix consists of clay, mud, sand or their mixture forming turbidity package. The blocks in olistostrome are named olistolites. The size of olistolites varies, from centimeters to kilometers. Very large blocks could slide independently into the basin with no easily distinguishable matrix. The matrix in this case is the flysch sequence or even entire sedimentary-tectonic unit. The olistostromes formed in Northern Carpathians as debris flows during the different stages of the development of flysch basins, from rift trough post-rift to the orogenic stage. They are known from the Cretaceous, Paleocene, Eocene, Oligocene and Miocene flysch deposits of main tectonic units. Those units are the Skole, Subsilesian, Silesian, Dukla and Magura nappes as well as Pieniny Klippen Belt. The oldest olistolites in the Northern Carpathians represent the Late Jurassic-Early Cretaceous rifting and post-rifting stage of the Northern Carpathians and origin of the proto- Silesian basin. They are known from the Upper Jurassic Vendryne Formation, as well as Upper Jurassic- Lower Cretaceous Cieszyn Limestone Formation and Lower Cretaceous Cieszyn-Grodziszcze Formation. In the southern part of the Polish Northern Carpathians as well as in the adjacent part of Slovakia the olistolites, are known from the Cretaceous-Paleocene flysch deposits of the Pieniny Klippen Belt Złatne Unit and in Magura Nappe marking representing the second stage of the plate tectonic evolution - an early stage of the development of the accretionary prism. The most spectacular olistostromes have been found in the vicinity Haligovce village in Pieniny Klippen Belt and in Jaworki village in the border zone between the Magura Nappe and Pieniny Klippen Belt. The olistolites and large clasts are represented by igneous rocks including possible ophiolite basalts as well as a variety of carbonate rocks of Triassic - Paleogene age. 23

24 This material represents the former PKB basinal and ridge sequences as well as Inner Carpathian terrane sequences. The Haligovce Klippen and Homole block represent largest Pieniny Klippen Belt olistolites (Golonka et al., 2006). In the basal part of the Godula Formation (Turonian Campanian) represented by very thick-bedded sandstone turbidites of the Silesian nappe large flat blocks of the shales derived from the Lgota Formation (Albian Cenomanian) lies on slumped beds (Ślączka and al., 2006). In area surrounding artificial Rożnów Lake a few olistostrome horizons are known from the Istebna Formation (Maastrichtian - Paleocene) and from the Hieroglyphic (Roznov) Formation (Middle-Late Eocene). There the large flat or plastically folded blocks of flysch deposits. Blocks of marls and occasionally limestones inhere in the debris-flow sandy-gravel matrix with pebbles. The pebbles represent different sedimentary, metamorphic and magmatic rocks. During Late Paleogene collisional stage inside the accretionary prism of Zdanice, Subsilesian and Silesian nappes numerous olistolites were deposited within the Oligocene- Lowe Miocener Menilite Formation and Krosno Formation. The largest olistolites (kilometers in size) are known from the Moravia region, where huge bodies of shallow-water rocks of Late Jurassic-Early Cretaceous age were deposited within the Upper Paleogene flysch. The largest olistolites in Poland were found in the vicinity of Andrychów and are known as Andrychów Klippen (Golonka et al, 2006, Ślączka et al., 2006). In the abandoned quarry in Skrzydlna in the basal part of the Cergowa Sandstone in the Menilite beds (Oligocene) occur large olistostromes composed mainly of the Lower Cretaceous flysch deposits which represent Cieszyn- Grodziszcze Formation and Verovice Formation and minor addition of the Eocene gray or red marls and shales. Exotic-bearing shales from Bukowiec are known from the eastern part of the Polish Outer Carpathians. They create a lens within the Oligocene Krosno Formation in SE, inner part of the Silesian Nappe in front of the Dukla Nappe. They contain huge (aproximately15 meters in length) block of shallow water deposits. The olistostromes witnessed the processes of the destruction of the Northern Carpathian ridges. The ridge basement rocks, their Mesozoic platform cover, Paleogene deposits of the slope as well as older Cretaceous flysch deposits partly folded and thrust within the prism slided northward toward the basin, forming the olistostrome. The Fore-Magura and Silesian ridges were destroyed totally and are known only from olistolites and exotic pebbles in the Outer Carpathian flysch. They destruction is related to the advance of the accretionary prism. This prism has obliquely overridden the ridges leading to the origin of the Menilite-Krosno basin. In the final, postcollisional stage of the Northern Carpathian plate tectonic development some olistolites were deposited within the Miocene molasse rocks. These rocks are known mainly from the subsurface sequences reached by numerous bore-holes in the western part of the Polish Carpathians (Ślączka et al., 2006) This research has been financially supported by Ministry of Science and Higher education grants no 4TB12B00230, NN , N /1997 as well as by AGH University of Science and Technology in Krakow grant no and Jagiellonian University DS References: Cieszkowski, M. & Golonka, J., Olistostromes as indicators of the Geodynamic Process (Northern Carpathians). Geolines, 20:

25 Golonka, J. Gahagan, L., Krobicki, M., Marko, F., Oszczypko, N. & Ślączka, A., Plate Tectonic Evolution and Paleogeography of the Circum-Carpathian Region. In: Golonka, J. & Picha, F. (eds.) The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources: American Association of Petroleum Geologists, Memoir 84: Ślączka, A., Kruglow, S., Golonka, J. Oszczypko, N. & Popadyuk, I., The General Geology of the Outer Carpathians, Poland, Slovakia, and Ukraine. In: Golonka, J. & Picha, F. (eds.) The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources: American Association of Petroleum Geologists, Memoir 84:

26 PRZEWODNIK SESJI TERENOWEJ (Leszek Jankowski) Wstęp Celem konferencji jest pokazanie kilku odsłonięć z szeregu odkrytych w ostatnich latach w ramach prac kartograficznych, ale przede wszystkim zwrócenie uwagi na problem kompleksów chaotycznych i rozpoczęcie ogólnej dyskusji na temat ich umiejscowienia w strukturze Karpat. Mimo, że temat różnego rodzaju utworów o typie bloki w matrix jest w literaturze światowej szeroko omówiony to na terenie Karpat polskich posiada zaledwie szczątkowe piśmiennictwo i aż do ostatnich lat był całkowicie pominięty. Trudno zrozumieć, dlaczego kompleksy chaotyczne, głównie o genezie sedymentacyjnej (olistostromy, ześlizgi czy o kompleksy o typie zsuwów - slide), mimo tego, że występują w każdym górotworze i opisywane zostały już wcześniej w Karpatach krajów ościennych nie zostały ujęte ani w opracowaniach kartograficznych ani nie doczekały się szerokiego omówienia w literaturze polskiej. Pierwszym krokiem w badaniach jest wykartowanie tego typu kompleksów; następnymi etapami powinny być szczegółowe opracowania ukazujące zarówno genezę tych kompleksów jak też umiejscowienie ich w strukturach górotworu; w odniesieniu do etapów historii rozwoju basenowego bądź tektonicznego. Istotne wydaje się rozpoczęcie badań nad paleobatymerią basenu Karpat - istniejący paradygmat klasyfikuje większość facji jako osady głębokomorskich turbidytów, co wydaje się nie do przyjęcia. Dlatego w kilku stanowiskach ukazano facje, które wskazują inne mechanizmy depozycji niż z prądów zawiesinowych a ponadto odsłonięcia, w których dyskutowany jest problem odnoszący się do genezy występujących w nich deformacji skalnych; tektonicznej czy sedymentacyjnej. Analiza basenowa tego dynamicznego zbiornika jak też odtworzenie historii samego procesu składania górotworu ma o tyle znaczenie, że wciąż jedynym sposobem tłumaczenia różnorodności facji i stopniowych zmian w profilach elementów tektonicznych jest anachroniczne tworzenie coraz to nowych jednostek (niekiedy kreatorzy nadają im nawet nazwę płaszczowina ). Ciągle pokutuje też nazywanie, istniejących niekiedy czasowo, stref zmieniającego się dynamicznie zbiornika Karpat basenami nawet dla już dawno wyodrębnionych stref 26