Petrologiczne studium uwęglonego materiału organicznego we fliszu zewnętrznych Karpat Zachodnich.

Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Geologii Złożowej i Górniczej Rozprawa doktorska Petrologiczne studium uwęglonego materiału organicznego we fliszu zewnętrznych Karpat Zachodnich. Mgr inż. Magdalena Zielińska Promotor: Dr hab. inż. Marian Wagner, prof. AGH Kraków 2012 1

Składam serdecznie podziękowania Panu dr hab. inż. Marianowi Wagnerowi za cenne uwagi, cierpliwość i opiekę promotorską w trakcie pisania niniejszej rozprawy. Profesorowi dr hab. Markowi Cieszkowskiemu dziękuję za sugestie i konsultacje dotyczące skomplikowanej geologii Karpat. Pani dr Elżbiecie Worobiec dziękuję za wykonanie badań palinologicznych, a Panu dr inż. Dariuszowi Więcławowi za wykonanie analizy Rock Eval. Nie mogę w tym miejscu pominąć Pracowników Pracowni Geologii Złóż Węgla, którzy wspierali mnie merytorycznie i duchowo. Dziękuję również Mojej Rodzinie, Przyjaciołom, Kolegom i Koleżankom za otrzymane wsparcie i słowa otuchy. Autorka 2

Spis treści: 1. Wstęp...2 2. Geologiczna charakterystyka obszaru badań na tle budowy Karpat Fliszowych..5 2.1. Lokalizacja i granice obszaru badań...5 2.2. Litostratygrafia...6 2.3. Tektonika badanego obszaru...14 3. Dotychczasowy stan badań materii organicznej w osadach fliszowych...20 4. Zastosowane metody terenowe i laboratoryjne 24 4.1. Badania terenowe..24 4.2. Badania petrograficzne..30 4.2.1. Średnia refleksyjność witrynitu...30 4.2.2. Ilościowe i jakościowe oznaczenie składu macerałowego..31 4.3. Analiza zawartości pierwiastka C w próbkach metodą spektrofotometrii w podczerwieni..31 4.4. Piroliza metodą Rock Eval...31 4.5. Analiza palinologiczna (sporowo-pyłkowa)..33 5. Przydatność zastosowanych metod badawczych w ocenie petrologicznej materii organicznej 34 5.1. Średnia refleksyjność witrynitu jako parametr stopnia uwęglenia materii organicznej 34 5.2. Analiza zawartości pierwiastka C w próbkach metodą spektrofotometrii w podczerwieni..45 5.3. Piroliza metodą Rock Eval i jej zastosowanie do genetycznej analizy materiału organicznego..45 5.4. Analiza palinologiczna (sporowo-pyłkowa) jako ocena pochodzenia materiału organicznego..46 6. Wpływ czynników geologicznych na zmiany refleksyjności witrynitu jako parametru stopnia uwęglenia...47 7. Formy występowania i wykształcenie petrograficzne uwęglonej materii organicznej 53 7.1. Podział morfologiczny...53 7.2. Skład petrograficzny wyróżnionych odmian.60 8. Pochodzenie uwęglonej materii organicznej w osadach fliszowych 68 8.1. Materiał wyjściowy 68 8.2. Obszary alimentacyjne i środowisko sedymentacji utworów Karpat zewnętrznych ze szczególnym uwzględnieniem osadów zawierających uwęgloną materię organiczną 71 9. Mechanizm procesu uwęglania materii organicznej przed i w czasie depozycji w osadach fliszowych...83 10. Zmienność stopnia uwęglenia materiału organicznego w osadach fliszowych 90 10.1. Jednostki magurskiej...92 10.2. Jednostki przedmagurskiej sensu stricte 93 10.3. Jednostki śląskiej 95 10.4. Jednostki podśląskiej...96 11. Zmienność regionalna uwęglenia materiału organicznego...98 12. Porównanie uwęglenia autogenicznego materiału organicznego z osadów fliszu Zachodnich Karpat z równowiekowymi osadami innych obszarów orogenicznych.121 12.1. Karpaty Wschodnie w Polsce 121 12.2. Flisz Podhalański...124 12.3. Orogen karpacki i Alpy.126 13. Przyczyny zmienności stopnia uwęglenia materiału organicznego w świetle tektogenezy Zachodnich Karpat..130 14. Podsumowanie i wnioski.141 15. Literatura.146 16. Plansze.170 3

1. Wstęp Uwęglony materiał organiczny, głównie pochodzenia roślinnego, jest często spotykany w określonych częściach sekwencji fliszowych w specyficznych, ale zróżnicowanych formach morfologicznych. Jego cechą charakterystyczną jest zmienny stopień uwęglenia w geochemicznej skali, bo od twardego matowego węgla brunatnego do koksowego węgla kamiennego (Wagner 1980, 1992, 2011, Lipiarski & Peszat 1984). Pod względem petrograficznym materiał ten nie był dotychczas szerzej badany, stąd jego opis petrograficzny i sedymentologiczny, uzupełniony petrograficzną i geochemiczną oceną stopnia uwęglenia wydaje się być ważny szczególnie w odniesieniu do skał karpackich. Dlatego nieodzownym stało się stworzenie projektu badawczego, dotyczącego szczegółowej charakterystyki materii organicznej zawartej w skałach fliszowych. Prześledzenie historii sedymentacji i uwęglenia tego materiału na tle ewolucji tektonicznej poszczególnych jednostek strukturalnych Karpat Zewnętrznych może być pomocne do lepszego poznania tektogenezy Karpat. W niniejszym opracowaniu za materiał organiczny przyjęto uwęglone fragmenty roślin, detrytus roślinny i rozproszoną materię organiczną, czyli tzw. DOM (ang. Dispersed Organic Matter) oraz soczewkowe i warstewkowe nagromadzenia kopalnego węgla. Taki podział został podyktowany różnicami w wielkości zachowanych szczątków organicznych, co wynika z ich rozdrobnienia, a tym samym ze sposobu zachowania w prądach zawiesinowych o zmiennej dynamice. Celem niniejszej rozprawy doktorskiej jest petrologiczna charakterystyka uwęglonego materiału organicznego we fliszu Zewnętrznych Karpat Zachodnich i oparta na niej historia diagenezy i modelu tektogenezy fliszu. Charakterystyka ta oparta jest na zróżnicowanych formach występowania uwęglonej materii organicznej w różnych sekwencjach osadów fliszowych. Opierając się na szczegółowej analizie materii organicznej tj. na opisie jej pochodzenia, transportu do basenów Karpat Zewnętrznych i dalej do środowiska sedymentacji na skłonach kontynentalnych oraz charakterystyce wykształcenia petrograficznego skał fliszowych zawierających ten materiał, stworzono modele schematów sedymentacji i uwęglania materii organicznej. Wykonano to w odniesieniu do poszczególnych jednostek tektonicznych, uwzględniając obecne ich formy i struktury tektoniczne. W dalszej kolejności możliwa była ogólna rekonstrukcja historii paleotermicznej fliszu w tej części Karpat. Dodatkowym elementem pracy stało się wyznaczenie obszarów możliwej ekspulsji węglowodorów ciekłych i gazowych. 4

W celu realizacji rozprawy doktorskiej przyjęto następujące tezy: 1. Forma występowania uwęglonej materii organicznej w różnych sekwencjach osadów fliszowych jest wskaźnikiem jej grawitacyjnego zachowania się w prądach zawiesinowych o zmiennej dynamice. 2. Jednorodne, witrynitowe wykształcenie petrograficzne zachowanej materii organicznej jest efektem procesu żelifikacji szczątków roślinnych w wodzie morskiej. 3. Zróżnicowany stopień uwęglenia autogenicznych skupień węgla jest efektem jego dynamometamorfizmu w okresie orogenicznym. 4. Stan uwęglenia witrynitu w osadach fliszowych wyznacza obszary możliwej ekspulsji węglowodorów ciekłych i gazowych Głównymi metodami określającymi stopień uwęglenia materii organicznej były: skład petrograficzny i średnia refleksyjność witrynitu R r. Zmiany właściwości optycznych witrynitu jako wynik działania temperatury, ciśnienia i czasu w sensie geologicznym, mogą stanowić kluczową metodę w badaniach nad ewolucją geotermalną i tektoniczną basenów sedymentacyjnych, dla których dzisiaj przeważnie adaptuje się analizę zmian krystaliczności illitu wraz z oznaczeniami izotopowego wieku tych zmian (Środoń 2008, Kępińska 2006, Świerczewska 2005), rzadziej badania temperatur autogenicznych minerałów lub temperatur ich homogenizacji w inkluzjach. Dodatkową zaletą zastosowania refleksyjności witrynitu jest pomiar na małych fragmentach witrynitu, występujących w skałach osadowych oraz fakt, że pomiary są niezależne od składu petrograficznego i zawartości substancji mineralnej w skupieniach węgla (McCartney & Teichmüller 1972, Davis 1978, Gabzdyl 1985, 1988, Probierz 1996, Morga 2000). Pomiary R r wnoszą cenne informacje w interpretacji diagenezy i katagenezy skał, a w połączeniu z oceną anizotropii witrynitu i jego charakteru optycznego (kształt i orientacja indykatrysy optycznej) pozwalają na odtworzenie charakteru i głównych kierunków tektonicznych nacisków (Williams 1953, Teichmüller & Teichmüller 1966, Cook i in. 1972, Levine & Davis 1984, 1989 a i b, Kilby 1988, Reinhardt 1991, Komorek 1996, Pozzi 1996, Morga 2000). Do wybrania tej metody oceny stopnia uwęglenia przyczyniły się głównie zależności zmian własności optycznych witrynitu od warunków geologicznych panujących w czasie tworzenia i ewolucji basenów sedymentacyjnych. Zmiany te w odniesieniu do humusowego materiału tylko w przypadku witrynitu następują w sposób ciągły w miarę wzrostu uwęglania (Stach 1975). Wyjaśnienie dotychczas obserwowanego zagadnienia zróżnicowania uwęglenia autogenicznych skupień węgla i uwęglonej materii organicznej w odniesieniu do 5

tektonicznych struktur badanych jednostek w obszarach orogenicznych na przykładzie Karpat fliszowych może wnieść znaczący wkład do poznania procesów geologicznych i ich roli w procesie uwęglania materii organicznej w orogenach alpejskich. 6

2. Geologiczna charakterystyka obszaru badań na tle budowy Karpat fliszowych 2.1. Lokalizacja i granice obszaru badań Polskie Karpaty fliszowe dzielone są zazwyczaj na zachodnie i wschodnie, gdzie granicą między nimi jest rzeka Dunajec (Unrug 1979). Jest to lokalny krajowy podział, ponieważ Karpaty fliszowe w całości są zaliczane do zachodniej części łańcucha Karpat zewnętrznych (Unrug 1979) (Fig. 1). Badaniami objęto więc zachodnie Karpaty fliszowe na terenie Polski, gdzie zachodnią granicę wyznaczała granica Polski z Republiką Czeską, a wschodnią doliny rzek Popradu i Dunajca od Muszyny do Starego Sącza i od Starego Sącza do Czchowa. Południową granicę stanowiła linia wyznaczona przez miejscowości Krościenko - Nowy Targ Lipnica Wielka (północna granica Pienińskiego pasa skałkowego i neogenu Kotliny Orawsko-Nowotarskiej). Północna granica przebiegała na wysokości Cieszyna, Skoczowa, Kęt, na południe od Zatora i Skawiny przez Wieliczkę, następnie cofała się na południe od Gdowa i dalej ciągnęła przez Bochnię do Brzeska (północna granica Karpat zewnętrznych) (Fig. 2). W podziale fizykogeograficznym Polski według Kondrackiego (1994, 2009) teren ten należy do megaregionu karpackiego, prowincji zachodniokarpackiej, podprowincji Zewnętrzne Karpaty Zachodnie i obejmuje Pogórze Zachodniobeskidzkie, Beskidy Zachodnie i część Pogórza Rożnowskiego. Badaniami objęto jednostki strukturalne Karpat fliszowych występujące w granicach obszaru badań. Poczynając od południa były to: jednostka magurska, grupa jednostek przedmagurskich, jednostka śląska i podśląska. Do grupy jednostek przedmagurskich zaliczają się: jednostka przedmagurska sensu stricte, jednostka dukielska i grybowska. Dwie ostatnie występują w oknach tektonicznych (Fig. 2). Charakterystyka geologiczna rejonu badań stała się jedynie tłem dla problematyki poruszanej w rozprawie doktorskiej. Przy opisie litostartygrafii i tektoniki jednostek strukturalnych Karpat zewnętrznych autorka posługiwała się głównie literaturą starszą, ze względu na to, że nadal nie ma pełnej zgodności wśród geologów karpackich co do usystematyzowania i zgeneralizowania nomenklatury utworów fliszowych w poszczególnych jednostkach. 7

2.2. Litostratygrafia W rejonie badań Karpaty zewnętrzne zbudowane są z czterech jednostek strukturalnych: magurskiej, grupy jednostek przedmagurskich (jednostka przedmagurska s.s., jednostka dukielska i grybowska), śląskiej i podśląskiej (Fig. 2). We wszystkich jednostkach dominują utwory fliszowe stożków głębokomorskich (Fig. 3). Najbardziej wewnętrzną jednostką, która zajmuje południową część Karpat fliszowych jest jednostka magurska, którą budują głównie utwory od późnej kredy do eocenu. Utwory starsze poznane zostały w najbardziej południowej części płaszczowiny magurskiej tj. przy kontakcie z Pienińskim pasem skałkowym, w rejonie okna tektonicznego Mszany Dolnej i w otworze Obidowa IG-1 i należą do albu i cenomanu wczesnej kredy (Birkenmajer 1977, Książkiewicz 1977, Burtan i in. 197, Cieszkowski i in. 1985, Oszczypko i in. 2005). W turonie wykształciły się łupki pstre, a w senonie i paleocenie szeroko rozprzestrzenione warstwy inoceramowe (ropianieckie) i warstwy szczawnickie (Cieszkowski i in. 1985). Jednostka magurska wykazuje znaczne poziome zróżnicowanie facjalne w kierunku poprzecznym, szczególnie widoczne w utworach paleogenu. Pozwoliło to wydzielić w jednostce magurskiej cztery podjednostki: krynicką, bystrzycką, raczańską i Siar (Świdziński 1961, Książkiewicz 1958, 1972, Oszczypko 1973, Koszarki i in. 1974, Birkenmajer & Oszczypko 1989, Paul i in. 1996 a i b, Oszczypko 1998). Podjednostkę krynicką w eocenie charakteryzuje obecność litotypu piaskowców magurskich w facji muskowitowej o dużej miąższości. Podjednostkę bystrzycką wyróżniają warstwy beloweskie i warstwy (margle) łąckie. Margle łąckie mają w nadkładzie piaskowce muskowitowe o zmiennej miąższości (Cieszkowski & Olszewska 1986, Paul i in. 1996b, Oszczypko 1991, Oszczypko i in. 2005). Strefa raczańska charakteryzuje się rozwojem warstw belowesko-hieroglifowych (eocen środkowy), w których spągu ukazują się pstre łupki, a w stropie przechodzą w miąższy kompleks gruboławicowych, muskowitowych piaskowców magurskich. W podjednostce Siar w eocenie rozwinęły się pstre łupki, z wkładkami piaskowców ciężkowickich (eocen dolny-eocen środkowy), przechodzące w utwory marglisto-łupkowo-piaskowcowe należące wiekowo do eocenu górnego oligocenu. Wyróżnia się tu gruboławicowy kompleks glaukonitowych piaskowców magurskich, podścielonych marglisto-łupkowymi warstwami podmagurskimi (zembrzyckimi) i przykrytych nadmagurskimi (budzowskimi) (Sikora & Żytko 1959, Książkiewicz 1966, Cieszkowski 1992). W górnym eocenie w podjednostkach bystrzyckiej, raczańskiej i krynickiej oraz we wczesnym oligocenie w podjednostce Siar osadziły się piaskowce magurskie w facji muskowitowej (Oszczypko & Oszczypko- Clowes 2002). Na wschód od Dunajca najmłodszym ogniwem we wszystkich 8

podjednostkach są warstwy malcowskie, stanowiące facjalny odpowiednik warstw krośnieńskich na zachodzie (Węcławik 1969, Koszarki 1985, Oszczypko 1992, Jankowski 2004). Na zachód od Dunajca ich występowanie ogranicza się do podjednostki krynickiej w rejonie Nowego Targu (Cieszkowski & Olszewska 1986). W obrębie płaszczowiny magurskiej rozwinęły się na terenie polskich Karpat fliszowych dwa zapadliska śródgórskie wypełnione osadami neogenu i czwartorzędu. Są to kotlina Orawsko-Nowotarska i Kolina Sądecka (Książkiewicz 1972, Oszczypko & Oszczypko- Clowes 2002). Miąższość utworów jednostki magurskiej, należących wiekowo do górnej kredy-paleogenu waha się od około2300-2500 metrów w północnej części do około 3000-3500 metrów w południowych partiach (Poprawa i in. 2002). Jednostka przedmagurska s.s. wydzielona jest u czoła nasunięcia płaszczowiny magurskiej w zachodniej części Karpat polskich (Ryłko 2004). W jej obrębie wyróżniono dwie serie - północną i południową, budujące dwie odrębne łuski tektoniczne, przy czym północna nawiązuje swym profilem do jednostki śląskiej, południowa zaś do jednostki magurskiej (Burtan & Sokołowki 1956, Książkiewicz 1972, Golonka i in. 2005, Golonka 2007). Polska Ukraina N Podkarpacie Republika Czeska ZKZ CKZ ZKW Słowacja WKZ WKW Rumunia Mołdawia Austria Kotlina Panońska Karpaty Południowe Słowenia Chorwacja Węgry Bośnia i Hercegowina Serbia GZ i WT Równiny Południoworumuńskie Bułgaria Morze Czarne ZKZ Zewnętrzne Karpaty Zachodnie ZKW Zewnętrzne Karpaty Wschodnie CKZ Centralne Karpaty Zachodnie WKZ Wewnętrzne Karpaty Zachodnie WKW Wewnętrzne Karpaty Wschodnie GZ i WT Góry Zachodniorumuńskie i Wyżyna Transylwańska Granice państw 0 200km Obszar badań Fig. 1. Podział Karpat i ich rozprzestrzenienie na tle Europy (według Kondrackiego 1989, zmienione) 9

Polska Olza Skoczów Cieszyn Republika Czeska Soła Kęty Zator Wisła Skawa Kraków Skawina Gdów Raba Czchów Brzesko Dunajec Wisłok San N Stary Sącz Lipnica Wielka Nowy Targ Krościenko n/dunajcem Ukraina Słowacja Poprad Muszyna 0 20 km Karpaty Wewnętrzne Flisz podhalański Pieniński pas skałkowy Płaszczowina magurska Grupa jednostek przedmagurskich Płaszczowina śląska Płaszczowina podśląska Płaszczowina skolska Nasunięcia Wisła Jednostka stebnicko-zgłobnicka Miocen karpacki Kotlina Orawsko-Nowotarska Miocen zafaładowany Rzeki Granica badań Fig. 2. Granica obszaru badań na tle mapy geologicznej Karpat (według Cieszkowskiego i in. 2009, zmienione) Senon i paleocen obu serii reprezentowany jest przez warstwy inoceramowe w facji biotytowej, a wyższa część paleocenu i eocen przez utwory margliste oraz łupkowe, często pstre. W południowej strefie w eocenie występują także piaskowce i zlepieńce. Oligocen natomiast reprezentują wapienie koniakowskie (łużańskie) i utwory podobne do warstw podmagurskich. Oligocen w serii północnej reprezentowany jest przez warstwy menilitowe i krośnieńskie (Cieszkowski i in. 1985). Jednostka dukielska zajmuje położenie przejściowe pomiędzy płaszczowiną magurską a śląską: rozwój kredy górnej i paleocenu jest zbliżony do jednostki magurskiej, a młodszego paleogenu do śląskiej (Burtan i in. 1992). W zachodniej części Karpat fliszowych jednostka dukielska, a przede wszystkim jej wewnętrzna część ukazuje się w szeregu okien tektonicznych (Fig. 4 i 5). Reprezentują one w rzeczywistości porwaki tektoniczne przefałdowane wspólnie z płaszczowiną magurską, oderwane od podłoża i przesunięte ku północy (Ślączka 1971). W oknie tektonicznym Mszany Dolnej profil jednostki dukielskiej (jednostka Mszany Dolnej sensu Mastella (1988) lub przedmagurska północna sensu Burtan (1968), Burtan i in. (1976, 1992) reprezentują warstwy z Jaworzynki tj. inoceramowe w facji biotytowej (senon-paleocen), łupki pstre (paleoceneocen środkowy), warstwy hieroglifowe (eocen górny) oraz warstwy menilitowe i krośnieńskie oligocenu (Burtan & Sokołowski 1956, Cieszkowski i in. 1985). Utwory kredowo-paleoceńskie i eoceńskie znane są jedynie z wierceń. Na powierzchni ukazują się tylko utworu oligocenu (Burtan i in. 1992). W oknie tektonicznym Klęczan-Limanowej utwory jednostki dukielskiej należą tektonicznie do łuski Klęczan i reprezentowane są 10

przez warstwy krośnieńskie oligocenu (Burtan & Skoczylas-Ciszewska 1964, Cieszkowski 1992, Oszczypko & Wójcik 1992, 1993). Związek jednostki dukielskiej z jednostką Obidowej-Słopnic nie został jeszcze całkowicie wyjaśniony, aczkolwiek istnieje duże prawdopodobieństwo, że ta ostatnia reprezentuje nieco odmiennie wykształconą część jednostki dukielskiej. Rozpoznany profil osadów jednostki Obidowej-Słopnic o miąższości około 2000 m, obejmujący interwał od senonu dolnego po dolny oligocen, nawiązuje facjalnie do profilu jednostki dukielskiej, a odróżnia się od niej jedynie kompleksem utworów czarnego eocenu liczącym 500-700 metrów miąższości (Cieszkowski 1985, 1992, 2001, 2002, Cieszkowski & Ślączka 2001). Fig. 3. Profile głównych jednostek litostratygraficznych Zachodnich Karpat fliszowych w Polsce (według Ślączka & Kamiński 1998, Oszczypko 2004, Oszczypko 2006, zmodyfikowane) 11

Podobnie jak jednostka dukielska, tak i jednostka grybowska na obszarze polskich Karpat zachodnich odsłania się na powierzchni jedynie w oknach tektonicznych. We wspomnianym już oknie tektonicznym Mszany Dolnej, występuje pasem wzdłuż południowego skraju okna i płatami różnej wielkości w innych jego częściach (Fig. 4) (Burtan 1978, Burtan & Łydka 1978, Burtan i in. 1992, Mastella 1988). Najstarszymi jej utworami są warstwy lgockie albu-cenomanu. Kolejnym ogniwem są warstwy ropianieckie. Wyżej zaś występują warstwy grybowskie oligocenu, podzielone przez Kozikowskiego (1972) na dolne typu menilitowego i górne typu krośnieńskiego. Jednostka grybowska została też opisana w niedużym oknie tektonicznym Szczawy (Świderski 1953, Książkiewicz 1972, Oszczypko-Clowes & Oszczypko 2002, 2004). Utwory okna tektonicznego Szczawy zostały podzielone na trzy ogniwa: warstwy z Rdzawki (górny eocen-dolny oligocen), warstwy grybowskie (dolny oligocen) oraz warstwy krośnieńskie (dolny oligocen) (Chrząstowski 1961, Oszczypko i in. 1991, Paul 1979, Uchman & Cieszkowski 2008). W oknie Klęczan Limanowej wyróżniono silnie zaburzoną serię o utworach eocenu i oligocenu litologicznie zbliżonymi do południowej serii okna Mszany Dolnej. Obecność w serii menilitowo-krośnieńskiej łupków grybowskich, piaskowców cergowskich i wapieni łużańskich, a w eocenie warstw podgrybowskich świadczy, że seria ta nawiązuje profilem do serii grybowskiej w oknach tektonicznych w rejonie Grybowa i Ropy (Burtan i in. 1992, Cieszkowski 1992, 2001, 2002, Cieszkowski & Włodyka 2004). Fig. 4. Budowa geologiczna okna tektonicznego Mszany Dolnej (według Burtan 1974, uproszczone) 12

Na północ od serii menilitowo-krośnieńskiej występują utwory tzw. kredy kurowskiej, należące do jednostki śląskiej (Fig. 5), w której obecne są utwory dolnokredowe wraz z górnymi łupkami cieszyńskimi (Sokołowski 1935, Burtan i in. 1992). Jednostka śląska stanowi drugą, co do wielkości jednostkę Karpat fliszowych na zachodzie (Książkiewicz 1972). Jednostkę tą budują skały osadowe od górnej jury (tytonu) do paleogenu (oligocenu) (Peszat 1967, Malik 1986, Ślączka & Kamiński 1998, Ślączka i in. 2006). Pomiędzy Dunajcem a Skawą jednostka śląska dzieli się na dwie podjednostki (dolną i górną) o charakterze rozległych synklin wtórnie pofałdowanych. Jednostka dolna rozwinięta na obszarze Pogórza Wiśnickiego i Lanckorońskiego stanowi główny pień płaszczowiny śląskiej. Jest ona rozczłonkowana na wiele niecek i płaskich synklin, wypełnionych warstwami krośnieńskimi, rozdzielonych strukturami antyklinalnymi, zbudowanych z warstw godulskich oraz istebniańskich kredy górnej (Książkiewicz 1958, Golonka i in. 1981). Wzdłuż północnego jej brzegu, ukazują się też utwory dolnej kredy z górnymi łupkami cieszyńskimi włącznie. Jednostkę górną stanowi nasunięta ukośnie na dolną tzw. Kra Pogórza Lanckorońskiego. Jest to synklina wypełniona warstwami istebniańskimi i godulskimi. Zarówno dolna, jak i górna jednostka ograniczone są od południa antyklinalną strukturą zwaną strefą lanckorońsko-żegocińską (Książkiewicz 1972, Cieszkowski i in. 1985, 1990). Stanowi ona stromy fałd, w którego jądrze ukazują się w licznych oknach tektonicznych utwory jednostki podśląskiej. Jego północne skrzydło budują warstwy wierzowskie, lgockie i godulskie, a południowe, które jest często podcięte i nasunięte na jądro fałdu, budują warstwy krośnieńskie oraz inne ogniwa paleogenu i kredy (Burtan 1933, Cieszkowski i in. 1985). Fig. 5. Budowa geologiczna okna tektonicznego Klęczan-Limanowej (według Cieszkowskiego 1992, zmienione) 13

Na zachód od Skawy płaszczowinę śląską cechuje najpełniejszy rozwój osadów kredowych. Warstwy cieszyńskie występują tu jako dolne łupki cieszyńskie tytonu (formacja wendryńska według Eliáš i in. 2003, Picha i in. 2006, Golonka i in. 2008a i b), wapienie cieszyńskie beriasu i górne łupki cieszyńskie wieku walanżyn-hoteryw (Nowak 1970, Słomka 1986, Picha i in. 2006). Dolne łupki cieszyńskie i wapienie cieszyńskie ukazują się na powierzchni od doliny Olzy na zachodzie po Sołę na wschodzie i tworzą tam jądrowe partie fałdów. Miąższość dolnych łupków cieszyńskich określona jest na około 300 m. Wykształcone są one w postaci ciemnoszarych, brunatnych lub prawie czarnych łupków marglistych o grubej łupliwości (Golonka 1981, Słomka 1986, Słomka i in. 2006). Zwykle są one twarde, niekiedy nieco mułowcowe lub piaszczyste i prawie zawsze wykazują obecność węglowodorów (Nowak 1973). Wapienie cieszyńskie reprezentują fację fliszu wapiennego. W ich skład zaliczają się: łupki margliste, wapienie pelityczne, wapienie detrytyczne i podrzędnie brekcje sedymentacyjne (Peszat 1967, Malik 1986, Olszewska 2005). Wapienie cieszyńskie przechodzą ku górze w serię górnych łupków cieszyńskich, wykształconych jako czarne, ciemnoszare, margliste utwory, przekładane ciemnoszarymi piaskowcami (Koszarski & Ślączka 1973, Ślączka & Kamiński 1998). Najwyższą część hoterywu reprezentują łupki i gruby pakiet wapnistych piaskowców grodziskich (Bieda i in. 1963, Kamieński i in. 1963, Malik & Olszewska 1984). Rozwinięte są one najlepiej w Beskidzie Śląskim. Nad nimi występują warstwy wierzowskie (barrem-apt), wykształcone w formie czarnych łupków ilastych, zawierających konkrecje syderytowe (Golonka 1981, Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). W albie w basenie śląskim rozpoczęła się sedymentacja fliszowa formacji lgockiej, w stropie przechodząca w serię niebieskawych rogowców i piaskowców zwanych rogowcami mikuszowickimi (Nowak 1959, Unrug 1959, Bilan 2001). W górnej kredzie i paleocenie rozwinął się potężny kompleks w przewadze piaskowcowo-zlepieńcowy, zbudowany z warstw godulskich i istebniańskich, którego łączna miąższość może osiągać 3500 m. Kompleks warstw godulskich i istebniańskich buduje m.in. dzisiejsze masywy Beskidu Śląskiego i Małego (Peszat 1976, Słomka 1995, Paul i in. 1996a i b). Na warstwach istebniańskich, a pod warstwami hieroglifowymi lub menilitowymi występują łupki pstre, zawierające w swym profilu zlepieńcowate piaskowce - piaskowce ciężkowickie (Koszarki 1956, Leszczyński 1981, Picha i in. 2006). Ich wiek Golonka (1981) określił na górny paleocen-eocen. W rejonie Kamesznicy i Myślenic wydziela się dodatkowo warstwy hieroglifowe środkowego/późnego eocenu (Cieszkowski i in. 2006). Do utworów górnego eocenu-dolnego miocenu w jednostce śląskiej zalicza się warstwy menilitowe i warstwy krośnieńskie. Te pierwsze wykształcone są jako bitumiczne łupki barwy czekoladowo-brunatnej lub czarnej, w dolnej części z rogowcami (Koszarski & 14

Wieser 1963, Słomka i in. 2006). Warstwy krośnieńskie zaś wykształcone są jako szare piaskowce muskowitowe i łupki margliste o miąższości dochodzącej do około 1000 metrów (Książkiewicz 1951, Golonka 1981, Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). W utworach neokomu serii śląskiej opisano występowanie dolnokredowego wulkanizmu cieszyńskiego. Występujące tu cieszynity, pikryty, monchikity i bazalty prezentują głównie żyłowe intruzje wulkaniczne (Smulikowski 1929, 1980, Nowak 1978, Geroch & Nowak 1978, Paul & Ryłko 1995). W rejonie Andrychowa pod nasunięciem płaszczowiny śląskiej u jej czoła, a na utworach jednostki podśląskiej występuje jednostka określana jako skałkowa lub skałki andrychowskie reprezentowana przez mylonity i granitognejsy, wapienie oxfordu i tytonu, wapienie i margle senonu, paleocenu i eocenu (Książkiewicz 1935, 1951,1972, Koszarski 1985, Nowak 1983). Początkowo przyjmowano, że jednostka skałkowa to porwaki tektoniczne (Książkiewicz 1951), dzisiaj uważa się je za wielkie olistolity (Koszarski 1985, Ślączka & Kamiński 1998, Golonka & Krobicki 2006, Cieszkowski i in. 2009). Jednostka podśląska jest ściśle związana z jednostką śląską (Książkiewicz 1951, 1972). Między Wisłokiem, a Wisłoką sygnalizuje ją sporadyczne wystąpienie margli węglowieckich u czoła jednostki śląskiej lub w oknach tektonicznych. Na zachód od Dunajca jednostka podśląska jest najbardziej zewnętrzną jednostką fliszową Karpat polskich, nasuniętą na utwory miocenu zapadliska przedkarpackiego (Książkiewicz 1972, 1977, Wdowiarz 1951, 1976). Jedynie jeszcze w rejonie Brzeska rozerwane płaty utworów tej jednostki leżą na warstwach krośnieńskich płaszczowiny skolskiej. Utwory jednostki podśląskiej osadzały się od kredy dolnej (walanżyn) do dolnego miocenu. Ten przedział czasowy poczynając od najstarszych reprezentują warstwy wierzowskie, lgockie, margle węglowieckie i frydeckie, łupki istebniańskie, piaskowce szydłowieckie, piaskowce z Radziechowych, margle globigerynowe, warstwy menilitowe i krośnieńskie w stropowej części z dużą ilością egzotyków. Litologicznie osady jednostki podśląskiej to głównie utwory łupkowo-margliste z niedużą ilością cienkoławicowych piaskowców (Burtan i in. 1937, Konior 1938, Książkiewicz 1953, 1972, Golonka i in. 1979). Na powierzchni jednostka ta ukazuje się wzdłuż północnego brzegu Karpat, u czoła nasunięcia płaszczowiny magurskiej, a także w licznych oknach tektonicznych, w obrębie płaszczowiny śląskiej, z których większość należy do strefy lanckorońsko-żegocińskiej. Najlepiej została ona scharakteryzowana w oknie tektonicznym Żywca (Geroch & Gradziński 1955, Nowak 1963, Żytko 1963, Tokarski 1978, Leśniak & Waśkowska-Oliwa 2001). Ukazują się tu utwory wieku walanżyn-hoteryw oraz paleogenu (Geroch & Gradziński 1955, Burtan 1968). Wykształcenie litologiczne osadów spowodowało, że profil jednostki podśląskiej jest nieciągły, porozrywany, a często brak jest niektórych 15

ogniw w wyniku wytłoczenia lub wręcz wytarcia w trakcie ruchów nasuwczych (Paul i in. 1996a i b). 2.3. Tektonika obszaru badań Karpaty Zewnętrzne są jednym z elementów należących do wielkiego łańcucha górskiego alpidów europejskich, ciągnącego się łukiem od doliny Dunaju na zachodzie aż po przełęcz Predeal w Rumunii (m.in. Książkiewicz 1977, Birkenmajer 1986, Oszczypko 1992, Świerczewska & Tokarski 1998) (Fig. 1). Karpaty zewnętrzne, znane również jako Karpaty fliszowe, zbudowane są z mezozoicznych i trzeciorzędowych kompleksów skalnych, które w okresie od późnego eocenu do środkowego miocenu zostały tektonicznie zdeformowane, odkorzenione od swego podłoża i nasunięte na przedpole na odległość kilkudziesięciu kilometrów w kierunku północnym (m.in. Książkiewicz 1972, Birkenmajer 1986, Oszczypko 1992, Ślączka 1996). Pod płaszczowinami karpackimi występują utwory miocenu, a pod nimi krystaliczne podłoże platformy europejskiej należące do masywu górnośląskiego Brunovistulicum i bloku Małopolskiego (Ryłko & Tomaś 2003, Cieszkowski i in. 2009). Obszary te pozbawione są pokrywy osadów paleozoicznomezozoicznych na skutek erozji w okresie od paleogenu do wczesnego miocenu. W konsekwencji na powierzchni prekambu zalegają utwory miocenu wraz z kompleksem płaszczowin (Żytko 1999) (Fig. 6). Karpaty zewnętrzne charakteryzuje budowa płaszczowinowa. Każda z płaszczowin stanowi odrębną jednostkę tektoniczną, zbudowaną głównie z utworów turbidytowych. Zanim poszczególne jednostki poddane zostały procesom górotwórczym, tworzyły szereg basenów sedymentacyjnych, należących do północnego obrzeżenia Tetydy (Książkiewicz 1972, Tokarski 1980, Oszczypko & Ślączka 1985, Konon 2001, Nemčok i in 2001). Poszczególne baseny rozdzielone były przez szereg wypiętrzeń podmorskich i wyniesień. Do najważniejszych należały grzbiet podśląski, śląski i czorsztyński, które stanowiły podstawowe źródła zasilania w materiał klastyczny poszczególnych basenów w systemie Karpat fliszowych (Poprawa i in. 2002). Wśród kompleksu płaszczowin Karpat Zewnętrznych wyróżnia się począwszy od południa: płaszczowinę magurską, grupę płaszczowin przedmagurskich, płaszczowinę śląską i podśląską (Fig. 6) (Golonka 2007). Jednostki strukturalne różnią się od siebie zarówno wykształceniem facjalnym jak i miąższością samych osadów (Oszczypko 2004). Płaszczowina magurska stanowi najbardziej wewnętrzną jednostkę strukturalną Karpat fliszowych. Od południa kontaktuje się z Pienińskim pasem skałkowym wzdłuż dużego pionowego uskoku przesuwczego (Birkenmajer 1986). Północny jej brzeg ma charakter 16

erozyjny, a amplituda nasunięcia jest dość zmienna i wynosi od 20 do 50 km (Cieszkowski i in 1985). Największy zasięg wykazuje w okolicy Myślenic i na południe od Żegociny. W pobliżu czoła nasunięcia jednostki magurskiej w rejonie Żywca, Limanowej i Rajbrotu występują czapki tektoniczne oraz na obszarze samej płaszczowiny okna tektoniczne. Do największych należy okno Mszany Dolnej, w rejonie którego odsłaniają się trzy jednostki tektoniczne Karpat Zewnętrznych: magurska, która występuje na obrzeżach oraz grybowska i Mszany Dolnej pojawiające się w centralnej części okna tektonicznego (Mastella 1988). Do mniejszych należą okna tektoniczne Klęczan-Limanowej, Szczawy i kilka innych. Region magurski jest ciekawy z punktu widzenia struktur tektonicznych. Na zachodzie płaszczowina magurska charakteryzuje się występowaniem licznych synklin i antyklin o przebiegu NE-SW (Cieszkowski i in. 1985, 1992), a środkowa część tej płaszczowiny zmienia swoją budowę na blokową, z licznymi uskokami pomiędzy poszczególnymi blokami. Ta część płaszczowiny magurskiej jest najbardziej wysunięta na północ. Wynikiem tego jest spadek ilości podłużnych dyslokacji oraz regularność w budowie fałdowej, gdyż ten obszar fałdowania płaszczowiny był bardziej rozległy od pozostałych jej części (Książkiewicz 1972). Natomiast wschodni odcinek nawiązuje do części zachodniej pod względem struktur tektonicznych, z tą tylko różnicą, że następuje zmiana orientacji osi fałdów z NE-SW na NW-SE (Watycha 1963). Wielkość deformacji wzrasta wraz z głębokością występowania utworów. Najbardziej zdeformowane utwory górnej kredy przechodzą w mniej zdeformowane utwory paleogenu. Zmiana intensywności deformacji jest uwarunkowana także litologią samych utworów i ich podatnością na odkształcenia tektoniczne. Zmienność facjalna w obrębie utworów jednostki (płaszczowiny) magurskiej stała się podstawą do wydzielenia jednostek niższego rzędu, które rozdzielone są pomiędzy sobą granicami nasunięć i dyslokacjami uskokowymi, których intensyfikacja maleje w kierunku zachodnim (Węcławik 1959, Sikora i in. 1980, Oszczypko 1973, 1975). Począwszy od południa jest to jednostka (strefa) krynicka, następnie bystrzycka, przechodząca ku północy w jednostkę raczańską i dalej na północ w jednostkę Siar (Cieszkowski & Oszczypko 1986, Birkenmajer 1977, Paul & Poprawa 1992). W późnej kredzie na północ od płaszczowiny magurskiej rozwinęła się grupa jednostek przedmagurskich, do których należą: jednostka przedmagurska s.s., jednostka Obidowej- Słopnic, jednostka grybowska i dukielska (Cieszkowski i in. 1985). W okresie późnej kredy-paleogenu w czasie reorganizacji tektonicznej jednostki te oddzielone były od basenu śląskiego grzbietem śląskim. Relacja opisywanych jednostek do basenu magurskiego jest słabo poznana. Przyjmuje się, że pomiędzy basenem magurskim, a grupą basenów przedmagurskich istniał, bądź istniały obszary wyniesione, zasilające je w 17

SW Jednostka magurska NE Flisz podhalański PPS Jednostka śląska [M.] Jednostka podśląska Podjednostka Siar Podjednostka raczańska Podjednostka bystrzycka Podjednostka krynicka 1000 0-1000 -2000-3000 -4000-5000 -6000 [M.] 1000-1000 0-3000 -5000-7000 0 5 10 km -9000 Podłoże Karpat Wewnętrznych Górna kreda Senon-paleocen Flisz podhalański Dolny miocen Eocen PPS Pieniński pas skałkowy Terran Brunovistulicum Górny miocen Górna kreda-oligocen jednostki grybowskiej Dolna kreda Dolny paleozoik Uskoki Górny eocen-oligocen jednostki magurskiej Górna kreda-paleocen jednostki podśląskiej Górny paleozoik Nasunięcia Fig. 6. Przekrój geologiczny przez Karpaty (według Sikora i in. 1980, zmienione i uproszczone) 18

materiał okruchowy (Golonka i in. 2005). Utwory jednostki dukielskiej i grybowskiej na obszarze badań ukazują się w oknach tektonicznych (Cieszkowski i in. 1985). W oknie Mszany Dolnej jednostka dukielska wykształcona jest jako słabo zdeformowany kompleks kredowo-oligoceński i odsłania się w centralnej, wyniesionej części okna W literaturze wcześniejszej zaliczano ją do jednostki śląskiej (Kozikowski 1972) lub przedmagurskiej północnej (Burtan 1974, Burtan i in. 1976, Burtan & Łydka 1978). Wykształcona jest ona w postaci równoleżnikowych fałdów, których intensyfikacja zaburzeń tektonicznych wzrasta przy brzegu okna (Mastella 1988). Wyższa jednostka grybowska występuje w obrzeżeniach i w postaci czapek tektonicznych, leżących w obniżeniach fałdów jednostki podległej. Przedstawia utwory silnie zdeformowane wieku kreda-oligocen. Na południowy-wschód od okna Mszany Dolnej usytuowane jest nieduże okno tektoniczne Szczawy. W jego obrębie spod jednostki magurskiej odsłania się jednostka grybowska. W oknie Klęczan-Limanowej jednostka dukielska tworzy łuskę utworów oligoceńskich w jego północnej części. Południowa strefa zaliczana jest do jednostki grybowskiej i zbudowana jest z utworów stratygraficznie odpowiadających jednostce niższej (Oszczypko & Wójcik 1992, Paul 2001). Jednostką niższego rzędu, ale nawiązującą do jednostki dukielskiej jest jednostka Obidowej-Słopnic, która w prawie całym swym profilu, pod względem litologicznym, przypomina profil jednostki dukielskiej. Różnica zaznacza się w utworach eocenu. Zaburzenia tektoniczne nie wykazują większego zaangażowania. Przyjmuje się, że jednostka ta jest zachodnim przedłużeniem facjalnym jednostki dukielskiej (Burtan i in. 1992). Obecna analiza tego fliszu w profilach kilku otworów wskazuje, że być może jest to przedłużenie jednostki skolskiej (Żytko & Malata 2001). Jednostka przedmagurska s.s. ciągnie się pasem od Koniakowa przez Istebną na zachodzie po Sporysz na wschodzie (Paul & Ryłko 1995). Stosowana jest nomenklatura dzieląca jednostkę przedmagurską na północną i południową (Burtan & Sokołowski 1956, Burtan 1973, Golonka 2007). Cechą odróżniającą te dwie strefy jest tektoniczne zróżnicowanie na dwie odrębne łuski oraz podobieństwo do jednostek otaczających: śląskiej (eocen) i magurskiej (kreda górna). Płaszczowina śląska usytuowana jest w centralnej części zachodnich Karpat fliszowych. W budowie strukturalnej płaszczowiny śląskiej, tak jak w przypadku rozprzestrzenienia litologicznego utworów i ich miąższości, występują znaczne różnice we wschodniej i zachodniej jej części. Rozpatrywując budowę jednostki warto omówić ją etapowo, w zależności od obszaru. Pomiędzy rzekami Olzą i Dunajcem styl tektoniczny wyznaczają ogromne bloki lub płaty o niedużym zaawansowaniu fałdowym. Ten styl tektoniczny uwarunkowany jest udziałem potężnych ogniw piaskowców: godulskich i 19

istebniańskich (Książkiewicz 1953, Cieszkowski i in. 2006). W dolnej części profilu występują dolne łupki i wapienie cieszyńskie, których brak zaznacza się na wschód od Skawy. Fakt ten doprowadził do dysharmonijnego sfałdowania utworów jednostki śląskiej i do podziału na dwie podrzędne płaszczowiny: cieszyńską i godulską. Przy zachodniej granicy państwa tworzy jednorodny element, lecz dalej na wschód składa się z zespołu płatów ponasuwanych na siebie (Sokołowski 1958, Sikora & Żytko 1959, Książkiewicz 1964). W rejonie Żywca płaszczowina cieszyńska tworzy izolowane czapki, leżące wprost na utworach jednostki podśląskiej (Bieda & Żytko 1960), a w zachodniej części okna tektonicznego spod nadległej płaszczowiny godulskiej tworzy grupę kilku łusek, zapadających stromo w kierunku zachodnim. Płaszczowina godulska składająca się głównie z utworów piaskowcowych, zapadających monoklinalnie, podzielona jest na dwa odrębne bloki tektoniczne: Blok Beskidu Śląskiego i Blok Beskidu Małego. Bloki te oddzielone są uskokiem nożycowym, przebiegającym na linii rzeki Soły (Golonka i in. 2004, Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). Stopień zaangażowania tektonicznego wyznacza charakter wykształcenia osadów, które są słabo sfałdowane i zapadają w kierunku południowym. Dalej na wschód styl tektoniczny jednostki śląskiej zaczyna przybierać bardziej fałdowy charakter. Wzdłuż wielkiej dyslokacji Skawy budowa blokowa ustępuje systemowi synklin i antyklin rozwijających się ku wschodowi, w taki sposób, że na odcinku między Dunajcem a Sanem płaszczowina śląska zbudowana jest już tylko z dużej ilości fałdów (Ślączka & Kamiński 1998). Powodem tych zmian jest płaszczowina magurska, która na tym obszarze szerzej nasuwa się na jednostkę śląską. Ciężar nasuwających się mas skalnych, i zmienność w wykształceniu litologicznym utworów jednostki śląskiej spowodowały różnice w stylu tektonicznym (Koszarski i in. 1974, Golonka i in. 2000). W tym przypadku również możemy mówić o strefowości w wykształceniu strukturalnym. Obszar na wschód od Skawy dzieli się na dwie podjednostki tektoniczne: górną i dolną, Książkiewicz (1972), stosuje tez określenie stref północnej i południowej. Pierwsza z nich zwana krą Pogórza Lanckorońskiego ma charakter płaskiej niecki. Strefa południowa stanowi kontynuację strefy paleogeńskiej Beskidu Małego i główny trzon płaszczowiny śląskiej. Podobnie jak jednostka nadległa charakteryzuje się budową synklinalną (Burtan 1933). Pomiędzy poszczególnymi podjednostkami występuje strefa antyklinalna nazwana strefą lanckorońsko-żegocińską, ciągnąca się od rzeki Skawy po Żegocinę (Książkiewicz 1972, 1974, 1977, Golonka 1981). W środkowej części strefy występują okna tektoniczne, w których ukazują się silnie sfałdowane i porozrywane utwory płaszczowiny podśląskiej (Skoczylas-Ciszewska 1960). Wielkość nasunięcia płaszczowiny śląskiej pomiędzy Skawą a Dunajcem wynosi co najmniej 20 km (Książkiewicz 1972). 20

Najbardziej zewnętrzną jednostką Karpat Zewnętrznych jest płaszczowina podśląska, która leży wprost pod płaszczowiną śląską i jest nasunięta na utwory miocenu zapadliska przedkarpackiego. W trakcie ostatniego etapu orogenezy stanowiła śliskie podłoże dla nadległej płaszczowiny śląskiej dzięki plastycznym utworom o typie łupkowym, które tworzyły pewien rodzaj smaru (Unrug 1979). W konsekwencji współcześnie płaszczowina podśląska jest tektonicznie silnie zaburzona i porozrywana. Począwszy od zachodu występuje ona w małych oknach tektonicznych (Dzięgielów, Ustroń), dalej na wschód zyskuje na rozprzestrzenieniu i wykształcona jest w formie łusek, zbudowanych głównie z margli węglowieckich (Skoczylas-Ciszewska 1960). W rejonie Żywca ukazuje się w oknie tektonicznym spod jednostki cieszyńskiej w postaci wysadu łusek, stromo zapadających pod płaszczowinę śląską na zachodzie i płaszczowinę magurską na wschodzie. Jako strefa licznych, wydłużonych okien tektonicznych wykształcona jest pomiędzy rzekami Skawą i Dunajcem w jądrach antyklin płaszczowiny śląskiej. Jest to wspomniana już wcześniej strefa lanckorońsko-żegocińska (Książkiewicz 1963). W tym miejscu brzeg płaszczowiny magurskiej jest wysunięty najdalej na północ. Skomplikowana budowa geologiczna Karpat, charakteryzująca się zaawansowaną tektoniką fałdową i uskokową stwarza często wiele problemów w interpretacji. Stosunkowo dobrze poznana jest przypowierzchniowa budowa geologiczna, która jest podstawą poszukiwań surowców mineralnych i akumulacji węglowodorów. Kwestią nadal pozostaje jednak geneza i ewolucja Karpat, szczególnie w odniesieniu do nowych kierunków badań obszarów fałdowych, zakreślonych przez współczesną geotektonikę. 21

3. Dotychczasowy stan badań materii organicznej w osadach fliszowych ze szczególnym uwzględnieniem obszaru badań Dzisiejsze badania dotyczące materii organicznej we fliszu karpackim mają na uwadze ocenę jej stopnia dojrzałości termicznej, który służy do typowania obszarów macierzystych, a więc perspektywicznych dla występowania węglowodorów, i na szerszą skalę prowadzone są we wschodniej części Karpat fliszowych. We wschodniej części Karpat materia organiczna badana jest więc pod kątem potencjału gazowo-naftowego. Dotyczy to tych sekwencji fliszowych, które wykazują największe zawartości materii organicznej i cechują się wysokim progiem intensywności generowania węglowodorów (Kuśmierek 1995, Kotarba & Nagao 2008). Analizy geochemiczne pozwalają na określenie ilości, typu i stopnia przeobrażenia substancji organicznej zdeponowanej w badanych utworach. Informacje na ten temat znajdują się m.in. w pracach Semyrki (1989, 1992, 1993), Kuśmierka (1990), Kuśmierka i in. (1994), Więcława i in. (2001), Kotarby i in. (2003), Curtis a i in. (2003, 2004), Lewan a i in. (2006), czy Kossakowskiego i in. (2008). Szczególne zainteresowanie dotyczy łupków menilitowych, którym wielu geologów karpackich przypisywało i nadal przypisuje duże znaczenie przy typowaniu obszarów źródłowych dla złóż węglowodorów (Hempel 1955). Znaczenie materii organicznej w obszarach orogenicznych może mieć charakter wieloaspektowy i stanowić nośnik informacji o kolejnych etapach paleogeotermicznej, a więc i geotektonicznej ewolucji Karpat. Wystąpienia uwęglonych szczątków roślinnych oraz autogenicznych skupień węgla były już opisywane w literaturze o tematyce karpackiej. Początkowo skupiano się na stratygrafii egzotykowego i autochtonicznego materiału węglowego, poprzez analizę spor egzotykowych oraz opisywano skład chemiczny i petrograficzny wegla. W latach 30-tych ubiegłego wieku Horowitz & Doktorowicz-Hrebnicki (1932) opisali węgiel autochtoniczny występujący w formie soczewek lub okruchów w utworach Pienińskiego pasa skałkowego (PPS) w Szczawnicy, w osadach tzw. aalenu. Soczewkowe formy węgla, wykształcone jako witryn w rejonie Białej Wody w formacji szlachtowskiej opisali także Lipiarski i in. (1982). Soczewki witrynu o długości kilku centymetrów, zbudowane są z telinitu lub kolotelinitu i powstały przez uwęglenie fragmentów drewna. Podobne formy w piaskowcach obryckich rejonu Zatwarnicy opisali Lipiarski & Peszat (1984). Stwierdzili oni występowanie soczewek węgla o cechach węgla kamiennego, reprezentowanego głównie przez witryn oraz detrytus roślinny, występujący w otoczeniu wegla. Analogiczne formy nagromadzenia węgla we fliszu zachodnich Karpat i we fliszu podhalańskim opisał Wagner (1980, 1992, 1996, 2010, 2011). Na podstawie zmienności w zawartości humusowego materiału organicznego 22

wyróżnił on piaskowce węgliste, łupki węglowe, twardy węgiel brunatny i węgiel kamienny, który wykształcony został w postaci soczewek oraz uwęglin na zmineralizowanych pniach drzew. Dowodzi on lądowego pochodzenia materii organicznej i wiąże zmienny stopień przeobrażenia z rolą dynamicznego ciśnienia i związaną z nim wyższą temperaturą. Przyporządkowuje również formy występowania materiału węglowego do określonych sekwencji prądów zawiesinowych oraz twierdzi, że segregacja szczątków roślinnych w prądach zawiesinowych miała decydujący wpływ na proces ich ostatecznego biochemicznego przeobrażenia. Tymczasem Dżułyński & Ślączka (1958) opracowując model sedymentacji warstw krośnieńskich dolnego oligocenu, znaleźli wśród warstw mułowcowych uwęglone szczątki roślinne w większości wykształcone jako cienkie laminy witrynu. Ponadto odkryli fragment uwęglonego pnia drzewa, ukształtowanego w formie uwęgliny z apofizami. Praca Kotlarczyka (1979) opisuje różne formy nagromadzenia węgla w Karpatach i charakteryzuje mechanizmy transportu i sedymentacji oraz genezy materiału węglowego. Autor przyznaje, że węgiel występujący w formie warstewek witrynu o niedużych rozmiarach i nieznacznej grubości jest równowiekowy osadom w których występuje, a materiał roślinny został przywleczony z lądu bądź z płytkowodnej części basenu. Z kolei praca Gucwy & Wiesera (1980) próbuje wyjaśnić na podstawie analizy pierwiastków śladowych w osadach fliszowych charakter wyjściowy materii organicznej oraz odtworzyć warunki środowiskowe, panujące w basenie sedymentacyjnym na etapie diagenezy i katagenezy. Autorzy stwierdzają, że materiałem wyjściowym dla materii organicznej była głównie roślinność lądowa, podrzędnie morska, a procentowy udział materii organicznej we fliszu karpackim uzależniony był od warunków klimatycznych panujących na obszarze alimentacyjnym i strefy tworzenia się danego typu osadu w basenie sedymentacyjnym. W 1910 roku Kuźniar przeprowadził szczegółowe badania fauny i flory eocenu Tatr i Podhala. W profilach fliszu podhalańskiego w głębokich potokach odkrył uwęglone fragmenty roślin, takie jak liście, łodygi roślin miękkich, źdźbła traw, gałązki i gałęzie, a nawet owoce tropikalnej palmy Nipadites burtini. Stwierdził, że rośliny takie musiały bytować w warunkach fizycznych takich, jakie panują w obrzeżeniu spokojnych zatok lub rozległych limanach dzisiejszych mórz ciepłych. Rośliny te nie mogły odbywać dłuższego transportu, niż na to pozwalał czas, przez który mogły się utrzymać nie butwiejąc. Po kilkudziesięciu latach Bąkowski (1967) przeprowadzając badania na Hrubym Reglu na Podhalu natrafił na fragmenty liści palmy i owocostanu z rodzaju Phoenix Szaferi sp.nov., inne niż te, opisane w pracy Kuźniara (1910). Ponadto zidentyfikował liściowe fragmenty daktylowca w Lubelskim i Olczyskim Potoku oraz odciski jego owocostanu. Dodatkowo scharakteryzował szczątki roślinne we wkładkach piaskowców w postaci uwęglonego i 23

silnie rozdrobnionego detrytusu roślinnego, na ogół nieoznaczalnego. Współczesne badania Radwańskiego (2009) jednak dowodzą, że znaleziony przez Bąkowskiego (1967) odlew owocostanu palmy to skupisko odlewów rurkowatych syfonów skorupiaków z rodziny Teredinidae rafinesque. W warstwach krośnieńskich w Karpatach Wschodnich, Lipiarski (1985) zidentyfikował i opisał skamielinę owocostanu rośliny z rodzaju Phoenix l. Również Frankiewicz (1974) w utworach warstw zakopiańskich opisał części palm ze szczątkami pędów w formie owalnych, przyrośniętych do pnia, spłaszczonych odlewów, otoczonych uwęglonym materiałem roślinnym. Ponadto opisał części owocostanów z kilkoma odciskami owoców. Szczątki te w większości otoczone były cienką do 2-4 cm warstewką węgla błyszczącego. Gołąb (1959) i Sokołowski (1959) odnotowali na obszarze zachodniego Podhala cienkie warstwy piaskowcowo-mułowcowe z licznym detrytusem lub większymi szczątkami roślinnymi (praktycznie nierozpoznawalnymi) oraz obecność kilkunastocentymetrowych warstewek i soczewek węgla. Wagner (2010, 2011) w pracy dotyczącej osadów niecki podhalańskiej przedstawił nie tylko charakterystykę petrograficzną uwęglonego materiału roślinnego, ale podał jego stopień uwęglenia, który jest typowy dla węgla kamiennego. Jak podaje autor, zmienność stopnia uwęglenia wykazuje związek z blokową tektoniką osadów fliszowych. Wkładki węgla i uwęglonej materii roślinnej znane są także z brzeżnych stref płaszczowin karpackich na Ukrainie, w Republice Czeskiej i Słowacji. W Karpatach Słowackich w utworach fliszu magurskiego i skibowego występują soczewki twardego węgla brunatnego średnio o grubości 0,1 m, rzadziej osiągają 0,8 m, a ich zasięg dochodzi do 500 m (Havlena 1964). W Karpatach Słowacko-Morawskich lokalnie eksploatowano węgiel humusowy w okolicach Żyliny, Liptowskiego Mikulasza i Spiskiej Kotliny koło Kisowca. W piaskowcach glaukonitowych górnego eocenu należących do jednostki skibowej Karpat Ukraińskich znajdowano warstewki niskouwęglonego węgla kamiennego oraz soczewkowate nagromadzenia kopalnych żywic o grubości od 2 do 10 cm (Ładyżeński & Sawkiewicz 1968). Najbardziej znane, dotychczas eksploatowane są złoża węgla o różnym stopniu uwęglenia - od miękkich węgli brunatnych do antracytów - z obszaru Karpat w Rumunii. Takie zróżnicowanie w typie węgli humusowych przypisuje się różnicy w stopniu geotermicznym i migracji hydrotermalnych roztworów, związanych z deformacjami tektonicznymi w trakcie orogenezy alpejskiej (Belkin i in. 2010). Oprócz wyżej wymienionych form nagromadzenia uwęglonej materii organicznej, zaliczanych do utworów równowiekowych z fliszem, odnotowywano egzotyki węgla karbońskiego w postaci okruchów we frakcjach rozmaitej wielkości (Zerndt 1933, Turnau 1970, Birkenmajer & Turnau 1962, Birkenmajer 1977, Florian & Żołdanii 1998, Żołdanii 24