Geodynamiczne i tektoniczne uwarunkowania ewolucji basenów przedgórskich, z odniesieniami do zapadliska przedkarpackiego

Geodynamiczne i tektoniczne uwarunkowania ewolucji basenów przedgórskich, z odniesieniami do zapadliska przedkarpackiego Piotr Krzywiec* Geodynamic and tectonic control on evolution of foreland basins, with references to the Carpathian Foredeep Basin. Prz. Geol., 54: 44 4. Summary. Main geodynamic and tectonic mechanisms responsible for evolution of foreland basins and their sedimentary infill are discussed. They include flexure of the lower lithospheric plate and its extension, growth of the orogenic wedge and sedimentation / erosion within the foreland basin. Recently formulated models of foreland basin system include four major depositional zones that are characterised by various tectono-sedimentary processes. Of particular importance for evolution of foreland basins is very complex interplay of tectonics and sedimentation, and significant lateral shift of tectonic and depositional zones. Evolution of frontal part of the orogenic wedge could be deciphered using growth strata i.e. depositional sequences formed in vicinity of growing thrust-related structures. Certain aspects of Miocene (Late Badenian Sarmatian) evolution of the Polish Carpathian foredeep basin are discussed in a context of presented models of foreland basins. Key words: foreland basins, continental collision, fold-thrust belts, lithospheric flexure, syn-tectonic sedimentation, Carpathian foredeep, Miocene Baseny osadowe mo na podzieliæ najogólniej na trzy grupy (Allen i Allen, 99): baseny zwi¹zane ze strefami kolizji p³yt litosferycznych, baseny zwi¹zane ze strefami ekstensji w obrêbie p³yty litosferycznej, baseny zwi¹zane ze strefami tektonicznymi zdominowanymi przez ruchy przesuwcze. Ka da z nich obejmuje baseny osadowe, które pomimo wielu ró nic charakteryzuj¹ siê pewnymi cechami wspólnymi dla ca³ej grupy. Mo na do nich zaliczyæ zasadnicze mechanizmy geodynamiczne wp³ywaj¹ce na subsydencjê w obrêbie basenu, charakterystyczny zestaw sekwencji osadowych (np. typow¹ sekwencjê osadów syni post-ryftowych w przypadku basenów ekstensyjnych, sekwencjê osadów fliszowych i molasowych w przypadku basenów przedgórskich), zakres typowych deformacji tektonicznych, czy te typowy przebieg zjawisk geotermalnych w obrêbie deformowanej litosfery. Zapis osadowy zawarty w osadach zapadliska przedgórskiego stanowi cenne, a czasem wrêcz jedyne Ÿród³o informacji niezbêdnych dla odcyfrowania historii geologicznej zwi¹zanej z tymi basenami strefy kolizji kontynentalnej. W ostatnich latach opublikowano szereg prac poœwiêconych tej klasie basenów osadowych, prezentuj¹cych modele ich ewolucji geodynamicznej oraz rozwoju ich wype³nienia osadowego (m.in. Allen & Homewood, 986; Allen i in., 99; MacQueen & Leckie, 99; Doglioni, 993; Dorobek & Ross, 995; Van Wagoner & Bertram, 995; DeCelles & Giles, 996; Sinclair, 996, 997a,b; Bertotti i in., ; DeCelles & DeCelles, ; Mutti i in., 3; Ford, 4). Zagadnienia dotycz¹ce orogenów nasuwczych i basenów przedgórskich by³y ostatnio tematem konferencji naukowej Thrust Belts and Foreland Basins From Seismic Imagery and Hydrocarbon Search to the Vivid Example of Interactions between Tectonics, Erosion/Sedimentation and Climate, która odby³a siê we Francuskim Instytucie Naftowym w Pary u (Lacombe i in., 5). W jej trakcie przedstawiono najnowsze teorie dotycz¹ce stref kolizji *Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, -975 Warszawa; piotr.krzywiec@pgi.gov.pl p³yt litosferycznych, orogenów nasuwczo-fa³dowych oraz basenów przedgórskich. Omawiane zagadnienia dotyczy³y pe³nego spektrum geologicznych i geofizycznych badañ stref orogenicznych (na co wskazuje ju zreszt¹ sam tytu³ konferencji), w skali mikro, mezo i makro, ³¹cznie z wykorzystaniem technik modelowañ analogowych i numerycznych. Na konferencji tej zapocz¹tkowa³ swoje dzia³ania miêdzynarodowy projekt badawczy (Task Force) Origin of Sedimentary Basins, który bêdzie funkcjonowa³ w latach 5 9 w ramach International Litospheric Programme. Badania zwi¹zane ze strefami orogenicznymi i basenami przedgórskimi bêd¹ jednym z g³ównych obszarów zainteresowania tego projektu badawczego, w zwi¹zku z czym spodziewaæ siê nale y znacznego postêpu w tej dziedzinie w nadchodz¹cych latach. Tym bardziej s³uszne wydaje siê podsumowanie najnowszych pogl¹dów dotycz¹cych basenów przedgórskich i zaprezentowanie ich w syntetycznej formie polskiemu czytelnikowi, co jest celem niniejszego artyku³u. Na zakoñczenie artyku³u w kontekœcie omówionych modeli przedstawiono wybrane zagadnienia dotycz¹ce budowy geologicznej i ewolucji uformowanej w póÿnym badenie sarmacie zewnêtrznej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Mechanizmy warunkuj¹ce ewolucjê basenów przedgórskich Bior¹c pod uwagê ogóln¹ geometriê strefy kolizji p³yt litosferycznych wyró niamy () peryferyczne baseny przedgórskie (np. zapadlisko przedkarpackie, alpejski basen molasowy, basen przedgórski Apeninów), czyli baseny po³o one przed frontem orogenu na obszarze p³yty przedpola pogr¹ anej w strefie subdukcji, oraz () wsteczne (za³ukowe) baseny przegórskie po³o one na obszarze górnej p³yty litosferyczne i zwi¹zane ze wstecznym (antytetycznym) nasuniêciem orogenu (ryc. ; por. Dadlez & Jaroszewski, 994). Przyk³adem wstecznego basenu przedgórskiego jest basen przedgórski Gór Skalistych, andyjski basen przedgórski czy te paleogeñski basen zakarpacki. Mo na wymieniæ cztery zasadnicze czynniki wp³ywaj¹ce na rozwój wype³nienia osadowego basenów przedgórskich. S¹ to: ) ugiêcie p³yty litosferycznej przedpola pogr¹ anej w strefie subdukcji determinowane przez jej w³asnoœci 44

mechaniczne (efektywna mi¹ szoœæ sprê ysta EET i sztywnoœæ zginania D); ) ekstensja fleksuralna czyli rozwój deformacji nieci¹g³ych w obrêbie p³yty przedpola; 3) propagacja orogenu fa³dowo-nasuwczego oraz jego erozja; 4) sedymentacja i erozja w obrêbie zapadliska przedgórskiego; Skomplikowana interakcja tych wzajemnie powi¹zanych czynników decyduje o typie osadów wype³niaj¹cych dany basen przedgórski. Trzy pierwsze procesy, stanowi¹ce swego rodzaju warunki brzegowe dla ewolucji basenów przedgórskich, s¹ omówione w nastêpnych podrozdzia³ach, czwarty, wprost determinuj¹cy ewolucjê wype³nienia osadowego basenu przedgórskiego, stanowi przedmiot kolejnego rozdzia³u. Ugiêcie litosfery. W przypadku basenów zwi¹zanych ze strefami kolizji p³yt litosferycznych powstanie przestrzeni mog¹cej byæ potencjalnie wype³nionej przez osady jest wywo³ywane przede wszystkim uginaniem i pogr¹ aniem dolnej p³yty litosferycznej w strefie subdukcji. Badania poœwiêcone mechanice rozwoju stref kolizji kontynentalnych i stowarzyszonych z nimi stref subdukcji, w tym zjawisku uginania p³yt litosferycznych w obrêbie tych stref, s¹ prowadzone w oparciu o zasadnicze za³o enie, i dzisiejsza konfiguracja uk³adu orogen/p³yta litosferyczna przedpola/zapadlisko przedgórskie jest bezpoœrednio zwi¹zana z procesami, które doprowadzi³y do kolizji p³yt litosferycznych i powstania strefy subdukcji, a procesy postorogeniczne, takie jak na przyk³ad erozja orogenu i jego przedpola czy izostatyczna kompensacja oraz zwi¹zane z ni¹ ruchy pionowe tylko w niewielkim stopniu zmodyfikowa³y regionaln¹ budowê geologiczn¹ badanej strefy kolizji (Royden & Karner, 984; Lyon-Caen & Molnar, 983, 985; Moretti & Royden, 988; Royden, 988; Royden, 993a; Krzywiec & Jochym, 997). W przypadku istotnych deformacji postorogenicznych s¹ wprowadzane odpowiednie korekty i poprawki. Wyniki badañ pokaza³y, i mo na sformu³owaæ ogólne zale noœci pomiêdzy obserwowan¹ wielkoskalow¹ geometri¹ strefy subdukcji (topografia orogenu, g³êbokoœæ stropu p³yty litosferycznej pogr¹ anej pod orogenem i zwi¹zany z ni¹ kszta³t zapadliska przedgórskiego) i rozk³adem anomalii si³ ciê koœci z jednej strony a parametrami mechanicznymi charaktery- peryferyczny basen przedgórski peripheral foreland basin wsteczny (za³ukowy) basen przedgórski retro-arc foreland basin Ryc.. Schematyczny model strefy kolizji kontynentalnej pokazuj¹cy po³o enie dwóch zasadniczych typów basenów przedgórskich: peryferycznego i wstecznego (za³ukowego). Strop dolnej p³yty litosferycznej pogr¹ anej w strefie subdukcji pociêty jest systemem uskoków normalnych, które mog¹ byæ zwi¹zane z etapem preorogenicznym (rozwój pasywnej krawêdzi kontynentalnej) i/b¹dÿ synorogeniczn¹ ekstensj¹ fleksuraln¹ Fig.. Schematic model of the continental collision zone showing position of two main types of foreland basins: peripheral and retro-arc. Top of the lower lithospheric plate is deformed by a system of normal faults, that could be related to the pre-orogenic phase (development of passive continental margin) and/or syn-orogenic flexural extension Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 5, 6 zuj¹cymi subdukuj¹c¹ p³ytê litosferyczn¹, rozk³adem i znaczeniem poszczególnych si³ dzia³aj¹cych w strefie subdukcji i ogóln¹ charakterystyk¹ geologiczn¹ danej strefy kolizji kontynentalnej z drugiej strony. Liczne opublikowane prace (np. Turcotte, 979; Turcotte & Schubert, 98; Karner & Watts, 983; Lyon-Caen & Molnar, 983, 985; Nunn i in., 987; Royden, 988, 993a,b; Royden & Karner, 984; Zoetemeijer i in., 999) wykaza³y, i jako pierwsze przybli enie dla stref kolizji p³yt litosferycznych s³u yæ mo e model, w którym subdukuj¹cej p³ycie litosferycznej odpowiada cienka (tj. o mi¹ szoœci du o mniejszej w stosunku do d³ugoœci), sprê- ysta p³yta znajduj¹c¹ siê ponad astenosfer¹ traktowan¹ w tym przypadku jako pozbawiona lepkoœci ciecz. Opublikowano równie wiele prac bazuj¹cych na odmiennym, lepko-sprê ystym modelu reologicznym litosfery (m. in. Beaumont, 98; Beaumont i in., 987, 988; Quinlan & Beaumont, 984). Ze wzglêdu jednak na s³abe rozpoznanie mechanizmów relaksacji naprê eñ oraz ich zale noœci od zmian pola geotermalnego przyjmuje siê, i model sprê ysty (czêsto z ró nymi modyfikacjami) stanowi wiarygodniejsze przybli enie deformacji w obrêbie litosfery (por. Flemings & Jordan 989; Ford, 4; patrz te ni ej). P³yta sprê ysta jest charakteryzowana przez swoj¹ sztywnoœæ zginania D i bezpoœrednio z ni¹ zwi¹zan¹ tzw. efektywn¹ mi¹ szoœci¹ sprê yst¹ EET. Im mniejsza EET tym p³yta jest podatniejsza i ³atwiej siê zgina, i odwrotnie, im EET jest wiêksza tym p³yta jest sztywniejsza i zgina siê trudniej. Tak zdefiniowana p³yta litosferyczna podlega uginaniu (pogr¹ aniu pod orogen w strefie subdukcji) pod wp³ywem (a) obci¹ eñ powierzchniowych wywo³anych ciê- arem orogenu i osadów (oraz ewentualnie wody) wype³niaj¹cych zapadlisko przedgórskie, oraz (b) obci¹ eñ podpowierzchniowych. Obci¹ enia te mog¹ byæ zwi¹zane z procesami zachodz¹cymi na du ych g³êbokoœciach w strefie subdukcji, jak na przyk³ad z pogr¹ aniem do g³êbokoœci rzêdu 3 km anomalnie ciê kich cia³ ultramaficznych, pogr¹ aniem do g³êbokoœci rzêdu 5 5 km gêstej skorupy oceanicznej lub te dzia³aniem si³ poziomych zwi¹zanych z przep³ywem materii w obrêbie komórek konwekcyjnych p³aszcza (Royden, 993; Doglioni, 99). W oparciu o analizy relacji miêdzy orogenem nasuwczym, efektywn¹ mi¹ szoœci¹ sprê yst¹ dolnej p³yty oraz geometri¹ basenu przedgórskiego zosta³a postawiona teza, i mo na oszacowaæ w³aœciwoœci mechaniczne litosfery na etapie kolizji i subdukcji (tj. jej efektywn¹ mi¹ szoœæ sprê yst¹ EET) analizuj¹c paleogeometriê basenu przedgórskiego (Sinclair, 996). Podejœcie takie wydaje siê s³uszne, jednak wymaga wiarygodnego odtworzenia dystalnego zasiêgu basenu przedgórskiego, co ze wzglêdu na procesy postorogeniczne, w szczególnoœci czêst¹ i rozleg³¹ erozjê stref krawêdziowych basenów przedgórskich, jest trudne (por. Zweigel & Zweigel, 998, Sinclair, 998). W ostatnich latach zaproponowano jeszcze jeden mechanizm dzia³aj¹cy na skalê ca³ej litosfery, istotny dla powstania i ewolucji basenów przedgórskich. Jest nim regionalne fa³dowanie ca³ej litosfery, skutkuj¹ce powstaniem lokalnych centrów subsydencji genetycznie zwi¹zanych ze stref¹ kolizji kontynentalnej (Bertotti i in., ). Ekstensja fleksuralna. Omówione elementy uk³adu p³yta przedpola orogen basen przed- 45

górski s¹ jedynie modelem teoretycznym; w rzeczywistoœci obserwujemy od niego ró nego rodzaju odstêpstwa. Obok procesów zwi¹zanych bezpoœrednio z kolizj¹ kontynentaln¹ du e znaczenie dla ewolucji basenów przedgórskich ma równie budowa p³yty litosferycznej przedpola. Jak to powy ej opisano, w³aœciwoœci mechaniczne i kontrolowane przez nie deformacje sprê yste w obrêbie ca³ej litosfery wp³ywaj¹ na wielkoskalow¹ ewolucjê basenów przedgórskich. Innym regionalnym zjawiskiem, dzia³aj¹cym na nieco mniejsz¹ skalê, jest wystêpowanie w obrêbie uginanej p³yty przedpola szeroko rozprzestrzenionych deformacji ekstensyjnych (Hancock & Bevan, 987; por. Krzywiec, 999). Ekstensja stropowej czêœci dolnej p³yty litosferycznej pogr¹ anej pod orogenem w strefie subdukcji (tj. ekstensja fleksuralna), czêsto zwi¹zana z reaktywacj¹ starszych stref uskokowych (np. Lihou & Allen, 996), modyfikuje prosty profil ugiêciowy pogr¹ anej w strefie subdukcji p³yty przedpola (Bradley & Kidd, 99; patrz te ryc. ). W trakcie ekstensji fleksuralnej powstaj¹ przede wszystkim uskoki normalne o zrzucie w kierunku orogenu, s¹ notowane te uskoki antytetyczne, choæ ogólnie rzadziej i o mniejszym zrzucie. Obserwuje siê równie wyraÿn¹ zmianê wartoœci zrzutu w miarê oddalania siê od frontu orogenu od kilkuset metrów b¹dÿ nawet kilometrów w bezpoœrednim s¹siedztwie orogenu do kilku metrów w dystalnych czêœciach basenu przedgórskiego (Bradley & Kidd, 99). Na ogó³ skala deformacji zwi¹zanych z ekstensj¹ fleksuraln¹ jest niewielka, co mo na na przyk³ad zobaczyæ na profilach sejsmicznych z obszaru basenu molasowego (Bachmann i in., 98; Gorin i in., 993). Opisana powy ej geometria kontynentalnej strefy kolizji, charakteryzuj¹ca siê ³agodnym regionalnym profilem ugiêciowym p³yty litosferycznej przedpola, lokalnie modyfikowanym przez deformacje kruche, jest zupe³nie odmienna od modelu zaproponowanego ostatnio przez Koziara (5). W swojej pracy postawi³ on tezê, nie popieraj¹c jej jednak adnym uzasadnieniem, i wystêpowanie strefy kolizji kontynentalnej wymaga istnienia równie w obrêbie p³yty przedpola systemu uskoków odwróconych (nasuniêæ), analogicznego (b¹dÿ nawet wiêkszego) w skali do systemu nasuniêæ w obrêbie orogenu (por. Koziar, 5 i jego fig. a). Model taki jest oczywiœcie niezgodny z rozpoznan¹ za pomoc¹ danych sejsmicznych i otworowych geometri¹ stref orogenicznych, i z faktu tej niezgodnoœci Koziar (5) wyprowadza wniosek, i strefy kolizji kontynentalnej definiowane na gruncie teorii tektoniki p³yt nie istniej¹. Wnioskowanie to nale y odrzuciæ, gdy opiera siê na udowadnianu niezgodnoœci z rzeczywistoœci¹ przyjêtego a priori modelu, który w swoim za³o eniu jest b³êdny. Modele orogenów nasuwczych. W czasie migracji orogenu nasuwczego w kierunku przedpola osady basenu (zapadliska) przedgórskiego s¹ w³¹czane w jego obrêb i tworz¹ najbardziej zewnêtrzny pas fa³dów i nasuniêæ. Przyjmuje siê, e w regionalnej skali rozwój orogenów nasuwczych oraz pryzm akrecyjnych opisany mo e byæ przez model tzw. klina krytycznego (Davies i in., 983; Dahlen i in., 988; Dahlen, 99; Coward, 994). Model ten zak³ada, i orogen b¹dÿ pryzma akrecyjna ewoluuj¹ na podobieñstwo pryzmy piasku zgarnianej przez buldo er (potocznie model ten nazywany jest zreszt¹ buldo erowym ), która deformuje siê przy zachowaniu k¹ta krytycznego zale nego od takich parametrów jak np. wspó³czynnik kohezji, wspó³czynnik tarcia czy ciœnienie porowe. W trakcie postêpuj¹cego ruchu takiej pryzmy w jej obrêb w³¹czany jest materia³ znajduj¹cy siê u jej czo³a. W przypadku pryzmy akrecyjnej s¹ to osady zdeponowane w rowie podmorskim, w przypadku zaœ orogenu osady zapadliska przedgórskiego, w obrêbie których rozwija siê wówczas front orogeniczny. Wewnêtrzna budowa takiej frontalnej czêœci orogenu mo e byæ bardzo ró na, co jest zwi¹zane z rozwojem ró nego typu fa³dów, uskoków i nasuniêæ (Butler, 98; Morley, 986; Vann i in., 986; szersza dyskusja patrz Krzywiec & Aleksandrowski, 4). Jak pokaza³y ostatnie badania, klasyczny model buldo erowy w ograniczonym stopniu stosowany mo e byæ do opisu ewolucji pryzm orogenicznych maj¹cych w swoim sp¹gu warstwê o niskim tarciu poœlizgowym (por. Ford, 4). W kontekœcie ewolucji basenów przedgórskich ma to o tyle du e znaczenie, e w³aœnie z tego typu pryzmami orogenicznymi s¹ zwi¹zane szerokie strefy depozycji rozwiniête ponad orogenem (baseny niesione typu piggy-back; por. ni ej). Systemy osadowe basenów przedgórskich Poni ej opisane zostan¹ podstawowe cechy charakteryzuj¹ce baseny przedgórskie, spoœród których wiele mo na wyró niæ równie w zapadlisku przedkarpackim. Baseny przedgórskie charakteryzuj¹ siê stref¹ maksymalnej subsydencji tektonicznej, zlokalizowan¹ w bezpoœrednim s¹siedztwie frontu zwi¹zanego z nimi orogenu. Wraz z postêpuj¹c¹ kolizj¹ i pogr¹ aniem dolnej p³yty w strefie subdukcji strefa maksymalnej subsydencji migruje wraz z nasuwanym orogenem w kierunku przedpola. W zwi¹zku z tym bardzo charakterystyczn¹ cech¹ zapadlisk przedgórskich jest przesuniêcie w planie osadów deponowanych w poszczególnych etapach ich rozwoju. W czasie ruchów nasuwczych czêœæ osadów wype³niaj¹cych basen przedgórskich jest równie deformowana i nasuwana, i tworzy czêsto najm³odsze, najdalej w kierunku przedpola po³o one jednostki tektoniczne orogenu nasuwczego. Jako przyk³ad pos³u yæ tu mo e alpejski basen przedgórski czyli tzw. basen molasowy, którego znaczna czêœæ w³¹czona zosta³a w obrêb ³uku Alp (Pfiffner, 986; Kempf & Pfiffner, 4) czy te najdalej ku wschodowi po³o ona czêœæ Apeninów (Ricci-Lucchi, 986). Na ogó³ pogr¹ anie p³yty przedpola i ruchy nasuwcze w obrêbie orogenu wywo³ane kompresyjnym re imem tektonicznym odbywaj¹ siê w czasie aktywnej sedymentacji w basenie przedgórskim. Na du ¹ skalê etapy ewolucji orogenu zapisane mog¹ byæ w osadach zapadliska w postaci regionalnych niezgodnoœci erozyjnych zwi¹zanych z wielkoskalowymi ruchami litosfery. Najistotniejsz¹ z nich mo e byæ niezgodnoœæ wywo³ana powstaniem wypiêtrzenia przedgórskiego, jego migracj¹ w stronê przedpola orogenu oraz erozj¹ (Crampton & Allen, 995). Równie inne regionalne niezgodnoœci rozwiniête w obrêbie osadów basenów przedgórskich interpretowane s¹ jako efekt zmian zachodz¹cych w strefie subdukcji i wywo³anych nimi pionowych ruchów p³yty litosferycznej przedpola orogenu (Flemings & Jordan, 99; Sinclair i in., 99). Epizodycznoœæ sedymentacji w basenach przedgórskich wi¹zana mo e byæ równie z pogr¹ aniem w strefie subdukcji p³yty litosferycznej przedpola, która charakteryzuje siê zmiennymi parametrami mechanicznymi, takimi jak efektywna mi¹ szoœæ sprê ysta EET (Waschbusch i Royden, 99a, 99b). W literaturze istnieje wiele modeli 46

rozwoju wype³nienia osadowego basenów przedgórskich, skonstruowanych przy za³o eniu ró nych warunków brzegowych. W zale noœci od przyjêtego modelu reologicznego uginanej i pogr¹ anej litosfery otrzymano zupe³nie odmienn¹ charakterystykê depozycyjn¹ w basenie przedgórskim. W przypadku najszerzej stosowanego modelu sprê ystego maksimum subsydencji jest zwi¹zane z maksymalnym natê eniem ruchów nasuwczych. Model taki charakteryzuje siê równie migracj¹ wypiêtrzenia przedgórskiego w stronê przedpola orogenu zgodnie w fazie z postêpuj¹cymi ruchami nasuwczymi. W przypadku alternatywnego modelu lepko-sprê ystego wystêpuje przesuniêcie w fazie miêdzy etapami aktywnoœci tektonicznej w obrêbie orogenu i pulsami rozwoju basenu przedgórskiego. W tym modelu maksymalna subsydencja jest wi¹zana z etapem spokoju tektonicznego, który charakteryzuje siê relaksacj¹ naprê eñ wywo³uj¹c¹ pog³êbianie zapadliska przedgórskiego oraz migracjê wypiêtrzenia przedgórskiego w kierunku orogenu (Beaumont, 98). Model ten jest jednak du o rzadziej stosowany ze wzglêdu na liczne zastrze enia do jego za³o eñ, w szczególnoœci do koniecznoœci zanikniêcia wszelkich naprê eñ (ca³kowita relaksacja) w czasie geologicznym, co rzecz jasna nie jest obserwowane. Model lepko-sprê ysty zosta³ zaproponowany m.in. dla wyjaœnienia karboñskiej ewolucji waryscyjskiego basenu przedgórskiego na obszarze Polski (Jaworowski, ). Zaproponowano równie ró ne modele wype³niania basenów przedgórskich osadami w nawi¹zaniu do etapów rozwoju tektonicznego i morfologicznego orogenu. Heller i in. (988) sugeruj¹, i w przypadku basenu przedgórskiego zdominowanego przez sedymentacjê l¹dow¹ pulsy subsydencji tektonicznej w jego obrêbie s¹ zwi¹zane z etapami ruchów nasuwczych w obrêbie orogenu oraz z depozycj¹ mi¹ szych serii osadów gruboklastycznych w obszarze proksymalnym do frontu orogenu, przechodz¹cych ku górze w osady bardziej drobnoklastyczne. W dystalnych partiach basenu przedgórskiego deponowane s¹ niewielkiej mi¹ szoœci osady dostarczane z przedpola. Okres spokoju tektonicznego to etap erozji w obrêbie orogenu i wywo³ane ni¹ izostatyczne pionowe ruchy wypiêtrzaj¹ce. Efektem tego jest rozwój regionalnej niezgodnoœci oraz sedymentacja przesuniêta w stronê centrum basenu. strefa erozji w obrêbie pryzmy orogenicznej erosional wedge-top orogen fa³dowo-nasuwczy fold-thrust belt PRYZMA OROGENICZNA OROGENIC WEDGE [] strefa osadowa ponad pryzm¹ orogeniczn¹ wedge-top depozone Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 5, 6 Wykorzystuj¹c jako punkt odniesienia stosunkowo dobrze poznan¹ ewolucjê alpejskiego basenu molasowego zosta³ zaproponowany dwufazowy model ewolucji basenu przedgórskiego uwzglêdniaj¹cy zmianê sedymentacji z g³êbokomorskiej (fliszowej) na p³ytkowodn¹/kontynentaln¹ (molasow¹). Etap fliszowy (zwany stadium basenu niedope³nionego underfilled ) jest zwi¹zany z migracj¹ pryzmy orogenicznej ponad œcienion¹ skorup¹ kontynentaln¹ w obrêbie pasywnej krawêdzi kontynentu tj. w warunkach g³êbszego zbiornika. Na dalszych etapach kolizji kontynentalnej pryzma orogeniczna przesuwa siê w obrêb skorupy kontynentalnej, dochodzi wówczas do jej czêœciowego wynurzenia, zwiêkszonej subaeralnej erozji i w efekcie do sedymentacji osadów molasowych (por. Allen i in., 99; Sinclair, 997a). Czêœciowo alternatywny model zak³ada wiêkszy wp³yw procesów delaminacji dolnej skorupy w strefie subdukcji, co prowadziæ ma do izostatycznego uniesienia orogenu, zwiêkszonej erozji i zmiany sedymentacji z fliszowej, g³êbokomorskiej na molasow¹, p³ytkowodno-kontynentaln¹ (Sinclair, 997b). Na ewolucjê wype³nienia osadowego basenów przedgórskich maj¹ równie wp³yw eustatyczne zmiany poziomu morza, jednak w przypadku tej kategorii basenów osadowych aktywna tektonika na ogó³ ma zasadnicze znaczenie dla powstawania regionalonych i lokalnych niezgodnoœci, zmian mi¹ szoœci itd. (Jordan & Flemings, 99; Zweigel i in., 998). Na ryc. jest pokazany model systemu osadowego basenu przedgórskiego wed³ug DeCelles i Giles (996). Autorzy ci zdefiniowali w jego obrêbie cztery podstawowe strefy osadowe: () obszar depozycji ponad pryzm¹ orogeniczn¹, () zapadlisko przedgórskie sensu stricto ulokowane bezpoœrednio przed frontem orogenu, (3) obszar wypiêtrzenia przedgórskiego, oraz (4) strefê ulokowan¹ poza wypiêtrzeniem przedgórskim. Rycina ta pokazuje jednoczeœnie, e syndepozycyjna regionalna geometria basenu przedgórskiego mo e byæ symetryczna, a obserwowana czêsto asymetria tj. wystêpowanie osadów zapadliska przedgórskiego o maksymalnej mi¹ szoœci przed frontem orogenu i ich malej¹ca mi¹ szoœæ w stronê przedpola to efekt póÿno- b¹dÿ postorogenicznej erozji, która na ogó³ usuwa znaczn¹ czêœæ osadów zdeponowanych ponad orogenem. SYSTEM OSADOWY BASENU PRZEDGÓRSKIEGO FORELAND BASIN SYSTEM [] strefa osadowa zapadliska przegórskiego foredeep depozone [3] strefa osadowa wypiêtrzenia przedgórskiego forebulge depozone [4] strefa osadowa poza wypiêtrzeniem przegórskim back-bulge depozone Ryc.. Model orogenu fa³dowo-nasuwczego i systemu osadowego basenu przedgórskiego (wg DeCelles & Giles, 996, uzupe³niona za Ford, 4, uproszczone). TF topograficzny front pasma nasuwczego. Cienkie czarne linie w obrêbie wype³nienia osadowego basenu przedgórskiego schematycznie pokazuj¹ sedymentacjê syntektoniczn¹. P³ynne przejœcie od barwy oznaczaj¹cej orogen (ró - owy) do barwy oznaczaj¹cej basen przedgórski ( ó³ty) schematycznie oddaje sukcesywne w³¹czanie w obrêb orogenu osadów basenu przedgórskiego Fig.. A model of fold-thrust belt and foreland basin system (after DeCelles & Giles, 996, supplemented after Ford, 4, simplified). TF topographic front of the thrust belt. Thin black lines within the sedimentary infill of the foreland basin schematically depict syn-tectonic sedimentation. Continuous color change from color depicting orogene (pink) to color depicting foreland basin (yellow) schematically represents consecutive incorporation of the foreland basin deposits into the orogenic wedge 47

W obrêbie strefy () deponowane s¹ na ogó³ osady o grubym ziarnie, z licznymi niezgodnoœciami i lokalnymi zmianami mi¹ szoœci, co jest efektem depozycji syntektonicznej. Strefa to odpowiada tzw. basenom niesionym opisanym na przyk³adzie Apeninów (Ricci-Lucci, 986). Sedymentacja w tym obszarze jest szczególnie uzale niona od procesów erozji zachodz¹cych w obrêbie orogenu (Schlunegger & Jordan, 997). Aktywnoœæ poszczególnych nasuniêæ wi¹ e siê z lokaln¹ redukcj¹ przestrzeni akomodacyjnej i rotacj¹ powierzchni depozycyjnych, co w efekcie prowadzi do powstawania lokalnych niezgodnoœci i redukcji mi¹ szoœci (np. Burbank & Verges, 994; Deramond i in., 993; Rafin & Mercier, ; Verges i in., ; Ford, 4). W strefie tej konkuruj¹ ze sob¹ dwa procesy odmienie wp³ywaj¹ce na subsydencjê. Pierwszym z nich, powoduj¹cym wzrost subsydencji, jest uginanie litosferycznej p³yty przedpola, rosn¹ce wraz z rozwojem orogenu. Z kolei ewolucja pryzmy orogenicznej prowadzi do powiêkszenia jej objêtoœci, co skutkuje postêpuj¹cym unoszeniem dna basenu powsta³ego ponad orogenem. Od skali i intensywnoœci obu tych procesów zale y finalny przebieg subsydencji i ewentualne w³¹czenie danej czêœci basenu przedgórskiego do obszaru erozji. Analizuj¹c osady zapadliska przedgórskiego ulokowane ponad strukturami nasuwczymi nale y wzi¹æ pod uwagê równie fakt, i postorogeniczn¹ konfiguracjê brze nej strefy orogenu ukszta³towaæ mog³y dwa zupe³nie odmienne procesy. Z jednej strony utwory basenu przedgórskiego mog³y byæ zdeponowane ponad ewoluuj¹cym orogenem. Drugi proces jest czysto tektoniczny i jest zwi¹zany z tzw. tektonik¹ klinow¹ i powstawaniem stref trójk¹tnych (szersze omówienie patrz Krzywiec & Aleksandrowski, 4). W zwi¹zku ze wstecznym nasuniêciem czêœci wype³nienia osadowego basenu przedgórskiego ponad orogenem równie znaleÿæ mog¹ siê osady zapadliska, jednak w tym przypadku obie te jednostki rozdzielone bêd¹ powierzchni¹ walnej niezgodnoœci tektonicznej. Strefa () to czêsto obszar depozycji szelfowej/deltowej. Osady tam zdeponowane s¹ w trakcie rozwoju orogenu sukcesywnie w³¹czane w jego obrêb i w efekcie migruj¹ w obrêb strefy (). W obszarze tym dochodzi czêsto do na³o enia odmiennych kierunków depozycji materia³u osadowego: jednego zwi¹zanego z bezpoœredni¹ dostaw¹ osadów od strony erodowanego orogenu i drugiego zwi¹zanego z osiowym transportem osadów odbywaj¹cym siê generalnie wzd³u frontu orogenu (Mutti i in., 3; por. Mastalerz i in., 6). Obszar wypiêtrzenia przedgórskiego (strefa 3) to czêsto obszar erozji, migruj¹cy w stronê przedpola wraz z nasuwanym orogenem (por. Crampton & Allen, 995). W sytuacji kiedy poziom morza jest wystarczaj¹co wysoki, wypiêtrzenie przedgórskie mo e byæ zwi¹zane z p³ytkowodn¹ sedymentacj¹ wêglanow¹ b¹dÿ z p³ytkowodnoprzybrze n¹ sedymentacj¹ klastyczn¹. Poza wypiêtrzeniem przedgórskim (strefa 4) znajduje siê obszar sedymentacji p³ytkowodnej charakteryzuj¹cy siê znacznie mniejszymi mi¹ szoœciami osadów ni zapadlisko przedgórskie. Osady te czêsto ulegaj¹ erozji w zwi¹zku z migracj¹ wyniesienia przedgórskiego b¹dÿ te w efekcie zjawisk bardziej regionalnych zachodz¹cych po g³ównym etapie orogenezy wywo³anych izostazj¹. Zapadlisko przedkarpackie a modele ewolucji basenów przedgórskich Zapadlisko przedkarpackie jest typowym peryferycznym basenem przedgórskim wype³nionym przez osady syn- i postorogeniczne, którego powstanie by³o zwi¹zane z mioceñsk¹ ewolucj¹ ³uku orogenicznego Karpat zewnêtrznych (obszerne omówienie wraz z bogatym spisem literatury patrz np. Oszczypko, 997, 998; Oszczypko i in., 5). Obecnie mioceñskie osady zapadliska karpackiego wystêpuj¹ g³ównie przed frontem orogenu, czêœciowo zosta³y w³¹czone w jego obrêb tworz¹c najbardziej zewnêtrzne jednostki tektoniczne, wystêpuj¹ ponad orogenem niezgodnie przykrywaj¹c p³aszczowiny karpackie (ryc. 3) oraz zosta³y zachowane w pozycji autochtonicznej pod nasuniêtymi Karpatami fliszowymi. W obrêbie zapadliska przedkarpackiego wydziela siê dwie strefy (Ney i in., 974). Osady tzw. zapadliska wewnêtrznego (starszego) obecnie znajduj¹ siê pod p³aszczowinami karpackimi w pozycji autochtonicznej, oraz przed czo³em nasuniêcia Karpat fliszowych w pozycji allochtonicznej buduj¹c jednostkê stebnick¹ i borys³awsko-pokuck¹ (Wdowiarz, 976; Po³towicz, 99a,b, 4; por. Oszczypko i in., 5). Osady tzw. zapadliska zewnêtrznego, analizowane poni ej, znajduj¹ siê w wiêkszoœci przed dzisiejszym czo³em orogenu i tylko w niewielkim stopniu uleg³y deformacjom tektonicznym. Osady zewnêtrznej czêœci zapadliska przedkarpackiego s¹ zaliczane do górnego badenu i sarmatu (por. Oszczypko i in., 5). Utwory te zosta³y czêœciowo w³¹czone w obrêb orogenu karpackiego i tworz¹ obecnie jednostkê zg³obick¹ (Kotlarczyk, 985; Po³towicz, 4). Modelowania ugiêcia litosfery wykonane dla ró nych fragmentów ³uku Karpat pokaza³y, e istotne znaczenie w jego ewolucji mia³y zjawiska zachodz¹ce w strefie subdukcji, generuj¹ce znaczne si³y dzia³aj¹ce na subdukowan¹ p³ytê litosferyczn¹ i w efekcie skutkuj¹ce wiêksz¹ subsydencj¹ w obrêbie zapadliska przedgórskiego ni by to wynika³o z obci¹ enia p³yty przedola przez orogen (Royden & Karner, 984; Krzywiec & Jochym, 997; Zoetemeijer i in., 999). Mi¹ szoœæ sprê yst¹ p³yty litosferycznej przedpola Karpat oszacowano w przedziale 5 km, co odpowiada przejœciu z obszaru platformy paleozoicznej na obszar sztywnego kratonu wschodnioeuropejskiego (Krzywiec & Jochym, 997). Stosowanie technik modelowañ ugiêcia litosfery dla czêœci orogenu karpackiego po³o onej ponad stref¹ Teisseyre a-tornquista (wschodnia czêœæ polskiego fragmentu, fragment ukraiñski i znaczna czêœæ rumuñskiego) mo e byæ obarczone znacznym b³êdem (por. Artyuskhov i in., 996). Wi¹ e siê to z faktem bardzo istotnej mioceñskiej reaktywowacji uskoków wchodz¹cych w sk³ad tej strefy (patrz ni ej). Œrodkowa czêœæ zapadliska przedkarpackiego (rejon Kraków Tarnów) charakteryzuje siê stosunkowo szerok¹ stref¹ deformacji kompresyjnych rozwiniêt¹ w obrêbie utworów mioceñskich (ryc. 4). W rejonie Brzeska Wojnicza zawiera ona strefê trójk¹tn¹ zwi¹zan¹ z nasuniêciem wstecznym utworów mioceñskich (por. Krzywiec i in., 4). W obrêbie ca³ej tej strefy da siê wyró niæ szereg przyk³adów syntektonicznej sedymentacji lokalnych zmian mi¹ szoœci, lokalnych uk³adów progradacyjnych, niezgodnoœci k¹towych oraz zrotowanych pakietów osado- 48

wych, szczególnie dobrze widocznych w otoczeniu frontalnego nasuniêcia pryzmy orogenicznej (ryc. 5; por. Krzywiec, ; Krzywiec i in., 4). Na po³udnie od omawianego obszaru, w rejonie Nowego S¹cza, znajduj¹ siê utwory mioceñskie le ¹ce niezgodnie na fliszu karpackim. Najprawdopodobniej stanowi¹ ono erozyjn¹ pozosta³oœæ po mioceñskiej pokrywie osadowej zdeponowanej w obrêbie szerokiej strefy osadowej ulokowanej ponad orogenem (Oszczypko & Œl¹czka, 985). Na pó³noc od Ryc. 3. Uproszczona mapa geologiczna Karpat zewnêtrznych i ich przedpola miêdzy Krakowem a Przemyœlem. A A i B B ; lokalizacja regionalnych profili sejsmicznych pokazanych na fig. 4 Fig. 3. Simplified geological map of the Outer Carpathians and their foreland between Kraków and Przemyœl. A A and B B ; location of regional seismic lines shown on Fig. 4 5km Kraków przedpole Karpat Carpathian foreland zapadlisko przedkarpackie (miocen) Carpathian foredeep (Miocene) osady mioceñskie le ¹ce na Karpatach Miocene deposits on the Carpathian nappes jednostka zg³obicka Zg³obice Unit jednostka stebnicka Stebnyk Unit A Tarnów A' Rzeszów jednostka borys³awska Boryslav Unit jednostka skolska Skole Unit jednostka podœl¹ska Subsilesian Unit jednostka œl¹ska Silesian Unit jednostka przeddukielska Fore-Dukla Unit Przemyœl B POLSKA POLAND B' UKRAINA UKRAINE jednostka dukielska Dukla Unit jednostka magurska Magura Unit regionalne profile sejsmiczne regional seismic profiles A Zewnêtrzne Karpaty fliszowe Outer flysch Carpathians zdeformowane kompresyjnie osady zewnêtrznego zapadliska przedkarpackiego (jednostka zg³obicka) compresionally deformed deposits of the outer Carpathian foredeep (Zg³obice unit) niezdeformowane kompresyjnie osady mioceñskie zewnêtrznego zapadliska przedkarpackiego compressionally undeformed Miocene deposits of the outer Carpathian foredeep A' 6km S N SW NE B kompresyjnie zdeformowane osady wewnêtrznego zapadliska przedkarpackiego (jednostka stebnicka) compresionally deformed deposits of the inner Carpathian foredeep (Stebnyk unit) niezdeformowane kompresyjnie utwory mioceñskie zewnêtrznego zapadliska przedkarpackiego compressionally undeformed Miocene deposits of the outer Carpathian foredeep B' 6km NE 3 SW 3 Ryc. 4. Regionalne profile sejsmiczne ze œrodkowej (A A ) i wschodniej (B B ) czêœci polskiego segmentu zapadliska przedkarpackiego. Skala pionowa czasowa, ok. 3 4x przewy szenie g³êbokoœciowe. Niebieski horyzont górnobadeñski poziom ewaporatowy. przed sfa³dowanymi zewnêtrznymi Karpatami fliszowymi wystêpuje stosunkowo szeroka strefa zdeformowanych kompresyjnie utworów mioceñskich zapadliska przedkarpackiego (j. zg³obicka), w tym strefa trójk¹tna (czêœciowo wg Krzywiec i in., 4). Ewaporaty wystêpuj¹ na wiêkszoœci centralnej czêœci zapadliska przedkarpackiego, brakowaæ ich mo e lokalnie, g³ównie na zboczach paleodolin wyciêtych w stropie pokrywy mezozoicznej. Lokalne redukcje mi¹ szoœci oraz niewielkie prograduj¹ce formy klinowe (delty sto kowe?) dokumentuj¹ syntektoniczny charakter znacznej czêœci mioceñskich utworów nadewaporatowych. Szczegó³y budowy geologicznej frontalnego nasuniêcia karpackiej pryzmy orogenicznej, w tym jego syndepozycyjny charakter, s¹ pokazane na ryc. 5 na przyk³adzie po³o onego w pobli u innego profilu sejsmicznego. zinterpretowany regionalny profil sejsmiczny ze wschodniej czêœci polskiego segmentu zapadliska przedkarpackiego (za Krzywiec, 999,, zmodyfikowane). Front orogenu charakteryzuje siê prost¹ budow¹ natomiast pod³o e zapadliska jest pociête systemem uskoków normalnych i podrzêdnie odwróconych, bêd¹cych efektem mioceñskiej reaktywacji starszych stref uskokowych wywo³anej ekstensj¹ fleksuraln¹ i kompresj¹ orogeniczn¹ Fig. 4. Interpreted regional seismic profiles from the central (A) and easter (B) Polish Carpathian foredeep basin. Vertical scale in time, approx. 3 4x vertical exaggeration. infront of the Outer flysch Carpathians there is relatively wide zone of compressionally deformed Miocene deposits of the Carpathian foredeep (Zg³obice unit), including triangle zone (partly after Krzywiec et al., 4). Evaporites are present within almost entire central part of the Carpathian foredeep, only locally they could be absent, mainly on slopes of the paleo-valleys incised into the Mesozoic cover. Local thickness reductions and small pograding clinoforms (fan deltas?) document syn-tectonic character of large part of the supra-evaporitic Miocene deposits. Details of geological structure of the frontal thrust of the Carpathian orogenic wedge, including its syn-depositional character, are shown on Fig. 5 using nearby located another seismic profile. interpreted regional seismic profil from the eastern Polish Carpathian foredeep basin (after Krzywiec, 999,, modified). Orogenic front is characterised by fairly simple structure, while foredeep basement is deformed by a system of mainly normal and, subordinarily, reverse faults due to the Miocene reactivation of older fault zones caused by flexural extension and orogenic compression 49

S N,5 górny baden - sarmat Upper Badenian - Sarmatian,5 kreda Cretaceous ~35m jura Jurassic,, Ryc. 5. Przyk³ad utworów syntektonicznych zdeponowanych w otoczeniu rosn¹cego fa³du naduskokowego zwi¹zanego z frontem nasuwczym karpackiej pryzmy orogenicznej. Front orogenu zdefiniowany tu mo e byæ jako pogrzebane, œlepe nasuniêcie. Niebieski horyzont górnobadeñskie ewaporaty. Ten profil sejsmiczny po³o one jest ok. 5 km na zachód od profilu A A z ryc. 4 Fig. 5. Example of the Miocene syn-kinematic deposits formed in vicinity of growing thrust-related fold related to the frontal thrust of the Carpathian orogenic wedge. Orogenic front could be defined as buried blind thrust. Blue horizon Upper Badenian evaporites. This seismic profile is located approx. 5km to the West from the seismic profile A A shown on Fig. 4 jednostki zg³obickiej utwory mioceñskie charakteryzuj¹ siê regionalnym uk³adem progradacyjnym, zwi¹zanym z sukcesywnym zasypywaniem basenu osadowego zapadliska przedkarpackiego przez osady dostarczane od strony erodowanego orogenu karpackiego (por. Oszczypko & Œl¹czka, 985, 989; Krzywiec, ; Porêbski i in., 3). Strop pod³o a w tej czêœci zapadliska stosunkowo ³agodnie zanurza siê pod orogen, obserwowane nieregularnoœci w jej stropie zwi¹zane s¹ z premioceñsk¹ (paleogeñsk¹) erozj¹ (ryc. 4). Zupe³nie odmienn¹ geometriê zapadliska przedkarpackiego obserwujemy we wschodniej jego czêœci (ryc. 4). W tym rejonie front orogenu zwi¹zany jest z jedn¹ dobrze zdefiniowan¹ powierzchni¹ nasuniêcia, na pó³noc od której znajduj¹ siê mi¹ sze utwory mioceñskie niezdeformowane kompresyjnie. Na obszarze tym wystêpuj¹ z kolei mioceñskie uskoki o znacznym zrzucie, tn¹ce strop pod³o a premioceñskiego i jego wype³nienie osadowe. Uskoki te zwi¹zane s¹ z mioceñsk¹ reaktywacj¹ starszych stref uskokowych wchodz¹cych w sk³ad strefy Teisseyre a -Tornquista. Uskoki normalne definiuj¹ zasadnicz¹ geometriê tej czêœci zapadliska przedkarpackiego, podrzêdniejsz¹ rolê maj¹ wystêpuj¹ce tu równie uskoki odwrócone. Wystêpowanie tak skomplikowanego systemu usoków wywo³ane zosta³o interakcj¹ mioceñskiej ekstensji fleksuralnej oraz kompresji wywo³anej kolizj¹ kontynentaln¹ (por. Krzywiec, 999, ). Jednym z efektów tej interakcji by³y ruchy przesuwcze opisane w obrêbie zrêbu Ryszkowej Woli (Krzywiec i in., 5). Podobnie skomplikowan¹ mioceñsk¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ zwi¹zan¹ z reaktywacj¹ strefy Teisseyre a-tornquista obserwujemy w ukraiñskiej (por. Oszczypko i in., 5) i rumuñskiej (Tarapoanca i in., 3) czêœci zapadliska. Artyku³ przygotowany zosta³ czêœciowo w ramach celowego projektu badawczego 6 T 5 C/6569 Struktura, ewolucja i potencja³ naftowy frontu orogenu karpackiego i jego pod³o a na obszarze Andrychów Pilzno, wspó³finansowanego przez MEiN oraz PGNiG S.A. Literatura ALLEN P.A. & ALLEN J.R. 99 Basin Analysis, Principles and Applications. Blackwell Sc. Publ. ALLEN P.A. & HOMEWOOD P. (ed.) 986 Foreland Basins. Intern. Ass. Sediment. Sp. Publ., 8. ARTYUSKHOV E.V., BAER M.A. & MÖRNER N-A. 996 The East Carpathians: indications of phase transitions, lithospheric failure and decoupled evolution thrust belt and its foreland. Tectonophysics, 6: 3. BACHMANN G.H., DOHR G. & MUELLER M. 98 Exploration in a classic thrust belt and its foreland: Bavarian Alps, Germany. AAPG Bull., 66: 59 54. BEAUMONT C. 98 Foreland basins. Geophysical Jour. Royal Astron. Soc., 65: 9 39. BEAUMOUT C., QUINLAN G.M. & HAMILTON J. 987 The Alleghanian orogeny and its relationship to the evolution of the Eastern Interior. [In:] Sedimentary Basins and Basin Forming Mechanisms. Canadian Soc. Petrol. Geol. Mem., : 45 445. BEAUMOUT C., QUINLAN G.M. & HAMILTON J. 988 Orogeny and stratigraphy: numerical models of the Paleozoic in the Eastern Interior of North America. Tectonics, 7: 389 46. BERTOTTI G., PICOTTI, CHILOVI, R. FANTONI, MERLINI S. & MOSCONI A. Neogene to Quaternary sedimentary basins in the south Adriatic (Central Mediterranean): foredeeps and lithospheric buckling. Tectonics, : 77 787. 4

BRADLEY D.C. & KIDD W.S.F. 99 Flexural extension of the upper continental crust in collisional foredeeps. Geol. Soc. Amer. Bull., 3: 46 438. BURBANK D.W. & VERGES J. 994 Reconstruction of topography and related depositional systems during active thrusting. Jour. Geoph. Res., 99(B): 8 97. BUTLER R.W.H. 98 The terminology of structures in thrust belts. Jour. Struct. Geol., 4: 39 45. COWARD M. 994 Continental collision.[in:] Hancock P.L. (ed.), Continental Deformation: 64 88. CRAMPTON S.L. & ALLEN P.A. 995 Recognition of forebulge unconformities associated with early stage foreland basin development: example from the North Alpine Foreland Basin. AAPG Bull., 79: 495 54. DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 994 Tektonika. Wyd. Geol. DAHLEN F.A., SUPPE J. & DAVIS D. 988 Mechanics of fold and thrust belts and accretionary wedges: cohesive Columb theory. Jour. Geoph. Res., 89: 87. DAHLEN F.A. 99 Critical taper model of fold and thrust belts and accretionary wedges. Ann. Rev. Earth and Planetary Sc., 8: 55 99. DAVIS D., SUPPE J. & DAHLEN F.A. 983 Mechanics of fold and thrust belts and accretionary wedges. Jour. Geoph. Res., 88: 53 7. DeCELLES P.G. & DeCELLES P.C. Rates of shortening, propagation, undethrusting, and flexural wave migration in continental orogenic systems. Geology, 9: 35 38. DeCELLES P.G. & GILES K.A. 996 Foreland basin systems. Basin Research, 8: 5 3. DERAMOND J., SOUQUET P., FONDECAVE-WALLES M. & SPECHT M. 993 Relationship between thrust tectonics and sequnece stratigraphy surfaces in foredeeps: model and examples from the Pyrenees (Cretaceous Eocene, France, Spain). [In:] Williams G.D., Dobb A. (ed.), Tectonics and Seismic Sequence Stratigraphy. Geol. Soc. Spec. Publ., 7: 93 9. DOGLIONI C. 99 Main differences between thrust belts. Terra Nova, 4: 5 64. DOGLIONI C. 993 Some remarks on the origin of foredeeps. Tectonophysics, 8:. DOROBEK L. & ROSS G.M. 995 Stratigraphic evolution of foreland basins. Soc. Exploration Paleontol. Miner. Spec. Publ., 5. FLEMINGS P.B. & JORDAN T.E. 989 A synthetic stratigraphic model of foreland basin development. Jour. Geoph. Res., 94(B4): 385 3866. FLEMINGS P.B. & JORDAN T.E. 99 Stratigraphic modelling of foreland basins: Interpreting thrust deformation and lithosphere rheology. Geology, 8: 43 434. FORD M. 4 Depositional wedge tops: interaction between low basal friction external wedges and flexural foreland basins. Basin Res., 6: 36 375. GORIN G.E., SIGNER C. & AMBERGER G. 993 Structural configuration of the western Swiss Molasse Basin as defined by reflection seismic data. Eclogae Geol. Helv., 86: 693 76. HANCOCK P.L. & BEVAN T.G. 987 Brittle modes of foreland extension. [In:] Coward M.P., Dewey J.F., Hancock P.L. (ed.), Continental Extensional Tectonics. Geological Soc. Spec. Publ., 8: 7 37. HELLER P.L., ANGEVINE C.L., WINSLOW N.S. & PAOLA C. 988 Two phase stratigraphic model of foreland basin sequence. Geology, 6:5 54. JAWOROWSKI K. Geotectonic significance of Carboniferous deposits NW of the Holy Cross Mts. (central Poland). Geol. Quarter., 46: 67 8. JORDAN T.E. & FLEMINGS P.B. 99 Large-scale stratigraphic architecture, eustatic variations and unsteady tectonism: a theorethical evaluation. Jour. Geoph. Res., 96(B4): 668 6699. KARNER G.D. & WATTS A.B. 983 Gravity anomalies and Flexure of the Lithosphere at Mountain Ranges. Jour. Geoph. Res., 88: 449 477. KEMPF O & PFIFFNER O.A. 4 Early Tertiary evolution of the North Apline Foreland Basin of the Swiss Alps and adjoining areas. Basin Res., 6: 549 567. KOTLARCZYK J. 985 Evolution of the Carpathian tectogene in the Miocene. [In:] Kotlarczyk J. (ed.), Geotraverse Kraków Baranów Rzeszów Przemyœl Ustrzyki Dolne Komañcza Dukla. Guide to excursion 4 of the Carpatho-Balkan Geol. Ass. XIII Congress, 3. KOZIAR J. 5 Tensyjny rozwój orogenów œródl¹dowych. Czêœæ I: Mechanizm. UAM, Pol. Tow. Geol.Oddz. Poznañ, Referaty, XIV: 3 56. KRZYWIEC P. 999 Mioceñska ewolucja tektoniczna wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (Przemyœl Lubaczów) w œwietle interpretacji danych sejsmicznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 68: 49 76. KRZYWIEC P. Contrasting tectonic and sedimentary history of the central and eastern parts of the Polish Carpathian Foredeep Basin results of seismic data interpretation. Marine and Petroleum Geology, 8: 3 38. KRZYWIEC P. & ALEKSANDROWSKI P. 4 Tektonika klinowa i strefy trójk¹tne zarys problematyki. Prz. Geol., 5: 985 989. KRZYWIEC P., ALEKSANDROWSKI P., FLOREK R., SIUPIK J. 4 Budowa frontalnej strefy Karpat zewnêtrznych na przyk³adzie mioceñskiej jednostki Zg³obic w rejonie Brzeska Wojnicza nowe dane, nowe modele, nowe pytania. Prz. Geol., 5: 5 59. KRZYWIEC P., ALEKSANDROWSKI P., RYZNER-SIUPIK B., PAPIERNIK B., SIUPIK J., MASTALERZ K., WYSOCKA A. & KASIÑSKI J. 5 Budowa geologiczna i geneza mioceñskiego zrêbu Ryszkowej Woli w rejonie Sieniawy Rudki (wschodnia czêœæ zapadliska przedkarpackiego) wyniki interpretacji danych sejsmiki 3D. Prz. Geol., 53: 656 663. KRZYWIEC P. & JOCHYM P. 997 Charakterystyka mioceñskiej strefy subdukcji Karpat Polskich na podstawie wyników modelowañ ugiêcia litosfery. Prz. Geol., 45: 785 79. LACOMBE O. LAVE J. & ROURE F. 5 Thrust Belts and Foreland Basins From Seismic Imagery and Hydrocarbon Search to the Vivid Example of Interactions between Tectonics, Erosion/Sedimentation and Climate, Pary, 4 6..5 (book of extended abstracts). LIHOU J.C. & ALLEN P.A. 996 Importance of inherited rift margin structures in the early North Alpine Foreland Basin, Switzerland. Basin Res., 8: 45 44. LYON-CAEN H. & MOLNAR P. 983 Constrains on the deep structure and dynamic processes beneath the Alps and adjacent regions from an analysis of gravity anomalies. Jour. Geoph. Res., 88: 87 89. LYON-CAEN H. & MOLNAR P. 985 Gravity anomalies, flexure of the Indian plate, and the structure, support and evolution of the Himalaya and Ganga basin. Tectonics, 4: 53 538. MACQUEEN R.W. & LECKIE D.A. (ed.) 99 Foreland Basins and Fold Belts. AAPG Memoir 55, 46pp. MASTALERZ K., WYSOCKA A., KRZYWIEC P., KASIÑSKI J., ALEKSANDROWSKI P., PAPIERNIK B., RYZNER-SIUPIK B. & SIUPIK J. 6 Sukcesja osadowa miocenu w rejonie zrêbu Ryszkowej Woli (rejon Sieniawa Rudka), zapadlisko przedkarpackie: wyniki facjalnej i stratygraficznej interpretacji danych wiertniczych oraz sejsmiki 3D. Prz. Geol., 54: 333 34. MORETTI I. & ROYDEN L. 988 Deflection, gravity anomalies and tectonics of doubly deflected continental lithosphere: Adriatic and Ionian Seas. Tectonics, 7: 875 893 MORLEY C.K. 986 A classification of thrust fronts. AAPG Bull., 7: 5. MUTTI E., TINTERRI R., BENEVELLI G., DI BIASE D. & CAVANNA G. 3 Deltaic, mixed and turbidite sedimentation of ancient foreland basins. Marine & Petroleum Geol., : 733 755. NEY R., BURZEWSKI W., BACHLEDA T., GÓRECKI W., JAKÓBCZAK K. & S UPCZYÑSKI K. 974 Zarys paleogeografii i rozwoju litologiczno-facjalnego utworów miocenu zapadliska przedkarpackiego. Prace Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krakowie, 8: 65. NUNN J.A., CZERNIAK M. & PILGER R.H. 987 Constrains on the structure of Brooks Range and Colville Basin, northern Alaska, from flexure and gravity analysis. Tectonics, 6: 63 67. OSZCZYPKO N. 997 The Early-Middle Miocene Carpathian peripheral foreland basin (Western Carpathians, Poland). Prz. Geol., 45: 54 63. OSZCZYPKO N. 998 The Western Carpathian foredeep development of the foreland basin in front of the accretionary wedge and its burial history (Poland). Geol. Carpath., 49: 8. OSZCZYPKO N., KRZYWIEC P., POPADYUK I. & PERYT T. 5 Carpathian Foredeep Basin (Poland and Ukraine) its sedimentary, structural and geodynamic evolution, [In:] Picha F., Golonka J. (ed.), The Carpathians and Their Foreland: Geology and Hydrocarbon Resources, AAPG Mem., 84: 93 35. OSZCZYPKO N. & ŒL CZKA A. 985 An attempt to palinspastic reconstruction of Neogene basins in the Carpathian foredeep. Ann. Soc. Geol. Pol., 55: 55 75. OSZCZYPKO N. & ŒL CZKA A. 989 The evolution of the Miocene basin in the Polish Outer Carpathians and their foreland. Geol. Carpath., 4: 3 36. 4

PFIFFNER O.A. 986 Evolution of the north Alpine foreland basin in the Central Alps. [In:] Allen P.A., Homewood P. (ed.), Foreland Basins. Intern. Ass. Sedimen. Spec. Publ., 8: 9 8. PORÊBSKI S.J., PIETSCH K., HODIAK R. & STEEL R.J. 3 Origin and sequential development of Badenian Sarmatian clinoforms in the Carpathian foreland basin (SE Poland). Geol. Carpath., 54: 9 36. PO TOWICZ S. 99a Miocen strefy karpackiej miêdzy Wieliczk¹ a Dêbic¹. Geol., Kwart. AGH, 7: 9 57. PO TOWICZ S. 99b Miocen strefy karpackiej miêdzy Dêbic¹ a Przemyœlem. Geol., Kwart. AGH, 7: 5 7. PO TOWICZ S. 4 Jednostki stebnicka i zg³obicka w budowie Karpat Polskich. Geologia, 3: 85. QUINLAN G.M. & BEAUMONT C. 984 Appalachian thrusting, lithospheric flexure and the Paleozoic stratigraphy of the Eastern Interior of North America. Canad. Jour. Earth Sc., : 973 996. RAFIN S. & MERCIER E. Forward modelling of foreland basins progressive unconformities. Sedimentary Geol., 46: 75 89. RICCI-LUCCHI F. 986 The Oligocene to Recent foreland basins of the northern Apennines. [In:] Allen P.A., Homewood P. (ed), 986, Foreland Basins. Intern. Association of Sedimentologists Spec. Publ., 8: 5 4. ROYDEN L.H. 988 Late Cenozoic tectonics of the Pannonian basin system. [In:] Royden L.H., Horvath F., (ed.), Pannonian Basin. AAPG Mem., 45: 7 48 ROYDEN L.H. 993a Evolution of retreating subduction boundaries formed during continental collision. Tectonics, : 69 638. ROYDEN L.H. 993b The tectonic expression of slab-pull at continental convergent boundaries. Tectonics, : 33 35. ROYDEN L. & KARNER G. D. 984 Flexure of lithosphere beneath Apennine and Carpathian foredeep basins: evidence for insufficient topographic load. AAPG Bull., 68: 74 7. ROYDEN L. & BURCHFIEL B.C. 989 Are systematic variations in thrust belt style related to plate boundary processes? (The Western Alps versus the Carpathians). Tectonics, 8: 5 6. SCHLUNEGGER F. & JORDAN T.E. 997 Controls of erosional denudation in the orogen on foreland basin evolution: the Oligocene central Swiss Molasse Basin as an example. Tectonics, 6: 83 84. SINCLAIR H.D. 996 Plan-view curvature of foreland basins and its implications for the paleo-strength of the lithosphere underlying the western Alps. Basin Research, 8: 73 8. SINCLAIR H.D. 997a Tectonostratigraphic model for underfilled peripheral foreland basins: An Alpine perspective. Geol. Soc. Am. Bull., 9: 34 346. SINCLAIR H.D. 997b Flysch to molasse transition in peripheral foreland basons: The role of passive margin versus slab breakoff. Geology, 5: 3 6. SINCLAIR H.D. 998 Plan-view curvature of foreland basins and its implications for the paleo strength of the lithosphere underlying the western Alps Reply. Basin Res., : 75 78. SINCLAIR H.D., COAKLEY B.J., ALLEN P.A. & WATTS A.B. 99 Simulation of foreland basin stratigraphy using a diffusion model of mountain belt uplift and erosion: an example from the Central Alps, Switzerland. Tectonics, : 599 6. TARAPOANCA M., BERTOTTI G., MATENCO L., DINU C. & CLOETINGH S. 3 Architecture of the Focsani Depression: a 3 km deep basin in the Carpathian Bend Zone (Romania). Tectonics, : 8. TURCOTTE D. L. 979 Flexure. [In:] Advances in Geophysics, : 5 86. TURCOTTE D.L. & SCHUBERT G. 983 Geodynamics: Application of Continuum Physics to Geological Problems. John Wiley & Sons. VAN WAGONER J.C. & BERTRAM G.T. (ed.) 995 Sequence Stratigraphy of Foreland Basin Deposits. AAPG Mem., 64. VANN I.R., GRAHAM R.H. & HAYWARD A.B. 986 The structure of mountain front. Jour. Struct. Geol., 8: 5 7. VERGES J., MARZO M & MUNOZ J.A. Growth strata in foreland settings. Sedim. Geol., 46: 9. WASCHBUSCH P.J. & ROYDEN L.H. 99a Episodicity in foredeep basins. Geology, : 95 98. WASCHBUSCH P.J. & ROYDEN L.H. 99b Spatial and temporal evolution of foredeep basins: lateral strength variations and inelastic yielding in continental lithosphere. Basin Res., 4: 79 96. WDOWIARZ S. 976 O stosunku Karpat do zapadliska przedkarpackiego w Polsce. Prz. Geol., 6: 35 357. ZOETEMEIJER R., TOMEK C. & CLOETINGH S. 999 Flexural expression of European continental lithosphere under the Western Outer Carpathians. Tectonics, 8: 843 86. ZWEIGEL J & ZWEIGEL P. 998 Plan-view curvature of foreland basins and its implications for the paleo-strength of the lithosphere underlying the western Alps Discussion. Basin Res., : 7 75. ZWEIGEL J, AIGNER T & LUTERBACHER H. 998 Eustatic versus tectonic controls on Alpine foreland basin fill: sequence stratigraphy and subsidence analysis in the SE German Molasse. [In:] Mascle A., Puigdefabregas C., Luterbacher H. & Fernandez M. (ed.), Cenozoic Foreland Basins of Western Europe. Geol. Soc. Spec. Publ., 34: 99 33. Praca wp³ynê³a do redakcji 6..6 r. Akceptowano do druku 4..6 r. Polecamy: 4