Abstrakty referatów i posterów oraz artykuły Przewodnik do wycieczek

16 19.05.2013 Żywiec Abstrakty referatów i posterów oraz artykuły Przewodnik do wycieczek pod redakcją naukową Michała Krobickiego i Anny Feldman-Olszewskiej Państwowy Instytut Geologiczny Państwowy Instytut Badawczy Warszawa, 2013

SPIS RZECZY S³owo wstêpne... 7 ARTYKU Y WPROWADZAJ CE Jan GOLONKA, Andrzej ŒL CZKA, Anna WAŒKOWSKA, Micha³ KROBICKI, Marek CIESZKOWSKI Budowa geologiczna zachodniej czêœci polskich Karpat zewnêtrznych.... 11 Jan GOLONKA, Zdenìk VAŠÍÈEK, Petr SKUPIEN, Anna WAŒKOWSKA-OLIWA, Micha³ KROBICKI, Marek CIESZKOWSKI, Andrzej ŒL CZKA, Tadeusz S OMKA Litostratygrafia osadów górnej jury i dolnej kredy zachodniej czêœci Karpat zewnêtrznych (propozycja do dyskusji) (przedruk)... 63 Jan GOLONKA, Micha³ KROBICKI, Anna WAŒKOWSKA-OLIWA, Zdenìk VAŠÍÈEK, Petr SKUPIEN G³ówne elementy paleogeograficzne zachodnich Karpat zewnêtrznych w póÿnej jurze i wczesnej kredzie (przedruk)... 87 Jan GOLONKA, Irena MATYASIK, Petr SKUPIEN, Dariusz WIÊC AW, Anna WAŒKOWSKA- -OLIWA, Micha³ KROBICKI, Piotr STRZEBOÑSKI, Zdenìk VAŠÍÈEK Górnojurajsko-dolnokredowe ska³y macierzyste w zachodniej czêœci Karpat fliszowych (przedruk)... 99 Anna WAŒKOWSKA-OLIWA, Micha³ KROBICKI, Jan GOLONKA, Tadeusz S OMKA, Andrzej ŒL CZKA, Marek DOKTOR Stanowiska najstarszych ska³ osadowych w polskich Karpatach fliszowych jako obiekty geoturystyczne (przedruk)...................................... 109 ABSTRAKTY Zbigniew BU A, Jerzy ABA Ediakarskie utwory fliszowe w pod³o u i na przedpolu Karpat zewnêtrznych........... 175 Michal FRANCÍREK, Marek GOLDBACH Provenance of Karpatian sediments in the central part of the Carpathian Foredeep based on detrital garnets.......................................... 178 Michal FRANCÍREK, Slavomír NEHYBA, Marek GOLDBACH Lower Badenian deposits in the north part of the Carpathian Foredeep in Moravia........ 181 Jacek GRABOWSKI, Leszek KRZEMIÑSKI, Johann SCHNYDER, Katarzyna SOBIEÑ, Jan HEJNAR, Leona KOPTIKOVÁ, Andrzej PSZCZÓ KOWSKI, Petr SCHNABL Podatnoœæ magnetyczna i zapis geochemiczny w interwale anomalii 13 C w beriasie i walan ynie Tatr i Pienin implikacje paleoœrodowiskowe.................... 183 Micha³ GRADZIÑSKI, Marek DULIÑSKI, Helena HERCMAN, Andrzej GÓRNY, Stanis³aw PRZYBYSZOWSKI Geneza, wiek i znaczenie kalcytowych nacieków z kamienio³omu w Klêczanach (Karpaty fliszowe, Beskid S¹decki)................................. 186 Katarzyna GÓRNIAK Geneza margli z Goleszowa: aspekt litologiczny, sedymentologiczny i petrologiczny....... 187 3

Spis rzeczy Micha³ KROBICKI, Jolanta IWAÑCZUK, Anna FELDMAN-OLSZEWSKA, Oleg HNY KO Jurajsko-kredowe utwory wulkanogeniczne jednostki kamiennopotockiej (Góra Czywczyn, Karpaty Ukraiñskie) wstêpne badania sedymentologiczne.......... 189 Micha³ KROBICKI, Assanee MEESOOK, Jolanta IWAÑCZUK, Warunee YATHAKUM Sedymentologiczne i geotektoniczne znaczenie wczesnojurajskich zlepieñców egzotykowych rejonu Mae Sot (pó³nocna Tajlandia)................................. 192 Pawe³ LIS, Joan M. SPAW Polish mudstones facies and sequence stratigraphy analysis; exploration implications..... 194 Pawe³ LIS, Anna WYSOCKA Œrodkowomioceñskie osady zapadliska przedkarpackiego analiza facjalna z elementami statystyki; implikacje z³o owe............................ 196 Ewa MALATA Zespo³y ma³ych otwornic jako wskaÿnik po³o enia obszaru sedymentacji utworów ³uski przedmagurskiej w basenie Karpat zewnêtrznych....................... 198 Pawe³ MIKUŒ, Alfred UCHMAN Mo liwoœci wykorzystania wspó³czesnych struktur bioturbacyjnych w badaniach paleoœrodowiska aluwialnego na przyk³adzie Dunajca....................... 201 Slavomír NEHYBA Soft-sediment deformation in the Lower Badenian forehore sands and their trigger mechanism.. 203 Szymon OSTROWSKI Zapis wczesnych zlodowaceñ kenozoicznych na Antarktydzie Wschodniej............ 204 Nestor OSZCZYPKO, Marta OSZCZYPKO-CLOWES Pozycja wczesnomioceñskiej formacji z Kremnej w p³aszczowinie magurskiej (polskie Karpaty zewnêtrzne).................................... 207 Nestor OSZCZYPKO, Andrzej ŒL CZKA, Ihor BUBNYAK, Barbara OLSZEWSKA Pokimeryjska przebudowa górskiego Krymu (Ukraina)...................... 209 Pawe³ POPRAWA, Micha³ KROBICKI, Krzysztof NEJBERT, Richard ARMSTRONG, Zoltan PECSKAY Egzotyki ska³ magmowych ze wirowców ilastych kredy i paleocenu pieniñskiego pasa ska³kowego nowe dane geochemiczne i geochronologiczne (U-Pb SHRIMP i K/Ar)...... 211 Pawe³ POPRAWA, Tomasz MALATA, Zoltan PECSKAY, Richard ARMSTRONG Pod³o e krystaliczne obszarów Ÿród³owych dla utworów fliszowych zachodnich Karpat zewnêtrznych w œwietle datowañ izotopowych K/Ar i U-Pb SHRIMP............... 215 Edyta PUSKARCZYK, Jadwiga JARZYNA, Szczepan PORÊBSKI Rozpoznanie cienkowarstwowych formacji mioceñskich na podstawie profilowañ geofizyki otworowej......................................... 219 Joanna ROSZKOWSKA-REMIN, Zbigniew REMIN, Urszula MEISSNER Geneza wielkoskalowych struktur kopu³owych w osadach jury dolnej, w okolicach Szyd³ówka procesy sedymentacyjne, diagenetyczne czy tektonika?............... 222 Rafa³ SIKORA, Andrzej PIOTROWSKI Blokowiska w koluwiach wybranych osuwisk w obszarze Ÿród³owym Wis³y (Beskid Œl¹ski).... 224 4

Spis rzeczy Katarzyna SOBIEÑ Podatnoœæ magnetyczna jako narzêdzie do korelacji i interpretacji œrodowiska sedymentacji w profilach wêglanowych dewonu na przyk³adzie otworu wiertniczego Janczyce 1 (Góry Œwiêtokrzyskie)........................................ 226 Krzysztof STARZEC Kompleksy olistostromowe u brzegu p³aszczowiny magurskiej rejon Gorlic i Koniakowa... 228 Barbara SCHUTTY Kartografia historyczna (HGIS) u yteczne narzêdzie w badaniach m³odych form erozyjnych (przyk³ady z obszaru Wzgórz Trzebnickich)............................ 231 Andrzej SZYD O, Ma³gorzata JUGOWIEC-NAZARKIEWICZ, Barbara OLSZEWSKA, Tomasz MALATA, Piotr NESCIERUK, Janusz SKULICH Przebieg i œrodowisko sedymentacji w strefie œl¹sko-podœl¹skiej na prze³omie wczesnej i póÿnej kredy w œwietle badañ podstawowych (polskie Karpaty zewnêtrzne)........... 234 Dawid TRZÊSIOK, Rafa³ LACH, Sylwia SKRECZKO Tafocenoza typu fossillagerstätte paleoœrodowisk estuaryjnych œrodkowego koniaku rowu górnej Nysy (Sudety, Polska po³udniowa).......................... 236 Marek WENDORFF, Joanna PSZONKA Ziarna ska³ wêglanowych jako nowe wskaÿniki proweniencji warstw cergowskich (oligocen) w jednostce dukielskiej polskich Karpat fliszowych obserwacje wstêpne............. 239 Marek WENDORFF, Lechos³aw RADWAÑSKI, Grzegorz MACHOWSKI Analiza statystyczna litofacji leskiej (warstwy kroœnieñskie) w wybranych ods³oniêciach miêdzy Wis³okiem a Os³aw¹, wschodnie polskie Karpaty fliszowe................ 242 Jurand WOJEWODA Sedymentologiczne, basenowe i archeologiczne wskaÿniki geodynamiki basenu wroc³awskiego.. 245 Jurand WOJEWODA Mierzeje Jeziora Turawskiego studium sedymentologiczne................... 248 Jurand WOJEWODA Kartografia historyczna (HGIS) zastosowanie w sedymentologii................. 251 Jurand WOJEWODA Odra we Wroc³awiu, Wroc³aw nad Odr¹.............................. 253 Jurand WOJEWODA, Cliff OLLIER Weathering induced fractures, examples from the Sto³owe Mts.................. 257 Dorota WOLICKA, Anna POSZYTEK, Robert RO EK, Jaros³aw SUCHAN Rola procesów geomikrobiologicznych w powstawaniu H 2 S w górnictwie miedzi........ 259 Ewa WÓJCIK Œrodowisko sedymentacji piaskowców magurskich w rejonie Korbielowa (Karpaty)....... 262 Patrycja WÓJCIK-TABOL, Andrzej ŒL CZKA Próba porównania warunków œrodowiskowych ciemnych ³upków dolnokredowych z jednostek œl¹skiej i renodunajskiej................................. 263 Ryszard ZABIELSKI, Andrzej IWANOW, Ma³gorzata PO OÑSKA Piaskowce kwarcowe w dolnej czêœci formacji z Kopieñca miêdzy Dolin¹ Bystrej a Dolin¹ Olczysk¹ w Tatrach.................................... 266 5

Spis rzeczy Zbigniew Z ONKIEWICZ Struktury sedymentacyjne w piaskowcach arnowskich (formacja ostrowiecka, synemur) w Sielcu ko³o arnowa (zachodnie obrze enie Gór Œwiêtokrzyskich)............... 268 Marcin ZYCH, Edyta PUSKARCZYK, Renata STADNIK, Jakub MATUSIK Badanie ska³ oraz mechanizmu powstawania laminacji ilastych w warstwach piaskowcowych... 271 ARTYKU Y Leszek MARYNOWSKI, Justyna SMOLAREK Wp³yw dojrza³oœci termicznej na degradacjê perylenu przyk³ady ze ska³ fliszu podhalañskiego........................................ 275 Piotr STRZEBOÑSKI Debryty piaskowcowo-zlepieñcowe w warstwach istebniañskich Beskidu Œl¹skiego (Karpaty zewnêtrzne)........................................ 283 Jaros³aw SUCHAN, Robert RO EK, Andrzej HRYCIUK Warunki sedymentacji i zró nicowanie facjalne wapienia cechsztyñskiego a zagro enie gazowe i gazogeodynamiczne w O/ZG Rudna, KGHM Polska MiedŸ S.A................ 297 Barbara SCHUTTY Wp³yw kolein na sp³yw zboczowy i zlokalizowan¹ erozjê m³ode formy erozyjne w Dolinie Buchtarmy (A³taj Wysoki, Kazachstan)......................... 305 WYCIECZKI TERENOWE Wieprzówka Jan GOLONKA, Marek CIESZKOWSKI, Anna WAŒKOWSKA, Andrzej ŒL CZKA, PETR SKUPIEN, Dariusz WIÊC AW, Piotr STRZEBOÑSKI The Wieprzówka Cascade classic site of The Lower Cretaceous source rocks in Polish Carpathians (przedruk).................................. 321 Kozy Wojciech BILAN Wykszta³cenie i sedymentacja œrodkowych warstw lgockich w kamienio³omie Kozy......... 333 Poniwiec Marek CIESZKOWSKI, Jan GOLONKA, Tadeusz S OMKA Poniwiec............................................... 341 Kamesznica Piotr STRZEBOÑSKI Kamesznica Potok Janoszka.................................... 346 Kamienio³om Kamesznica Renata STADNIK Kamienio³om Kamesznica warstwy kroœnieñskie......................... 352 Potok Milowski Jan GOLONKA Wodospad na Potoku Milowskim.................................. 356 Literatura................................................. 357 6

S OWO WSTÊPNE Tegoroczne spotkanie sedymentologiczne POKOS jest poœwiêcone ró norodnym aspektom g³êbokomorskiej sedymentacji utworów fliszowych buduj¹cych zachodni¹ czêœæ polskich Karpat zewnêtrznych. Mechanizmy ich powstawania by³y obiektem zainteresowania polskich geologów ju w pierwszej po³owie XX wieku. Z biegiem lat stworzyli oni polsk¹ szko³ê badañ fliszu, maj¹c wielki wp³yw na kszta³towanie siê pogl¹dów na temat jego genezy. Polskie Karpaty fliszowe, jako jeden z najwiêkszych regionów alpejskiej Europy zbudowany z tego typu utworów, by³ i jest klasycznym obszarem badañ geologii fliszowej. Równolegle z badaniami sedymentologicznymi rozwija³y siê badania ich stratygrafii, g³ównie na podstawie mikropaleontologicznych analiz biostratygraficznych, które umo liwi³y rozpoznanie wzajemnych litofacjalnych relacji poszczególnych wydzieleñ fliszowych. W ten sposób ugruntowywa³ siê z coraz wiêksz¹ precyzj¹ litostratygraficzny schemat utworów Karpat fliszowych, u³atwiaj¹c jednoczeœnie rekonstrukcjê ewolucji basenów karpackich w czasie i przestrzeni. Wyniki analiz paleoekologicznych czy geochemicznych z kolei dope³niaj¹ ten obraz w odniesieniu zarówno do historii pozosta³ej czêœci zachodniej Tetydy, jak i do globalnych wydarzeñ paleoceanograficznych. Oddaj¹c Pañstwu do r¹k niniejszy tom, w pierwsz¹ okr¹g³¹ rocznicê spotkañ POKOS-owych, pragniemy wspólnie zastanowiæ siê nad fascynuj¹c¹ histori¹ basenów karpackich, szczególnie w nawi¹zaniu do wyników badañ sedymentologicznych, jednak nie zapominaj¹c o wspomnianych pozosta³ych dziedzinach. Próbuj¹c wiêc z jednej strony przedstawiæ aktualny stan wiedzy o tej czêœci Karpat fliszowych w tym wzglêdzie, z drugiej strony proponujemy wspólnie zastanowiæ siê nad szerszym, zw³aszcza paleogeograficznym kontekstem ich rozwoju. Znalaz³o to wyraz w za³¹czonych tekstach. Niektóre z nich s¹ in extenso reprodukowane, dziêki yczliwej przychylnoœci redakcji czasopism (g³ównie Wydawnictwa AGH w Krakowie), w których by³y one drukowane przed paru laty jako oryginalne. W imieniu Komitetu Organizacyjnego Konferencji POKOS 5 2013 Micha³ Krobicki

artykuły wprowadzające

BUDOWA GEOLOGICZNA ZACHODNIEJ CZÊŒCI POLSKICH KARPAT ZEWNÊTRZNYCH Jan GOLONKA 1, Andrzej ŒL CZKA 2, Anna WAŒKOWSKA 1, Micha³ KROBICKI 3,1, Marek CIESZKOWSKI 2 1 AGH Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; e-mail: jgolonka@agh.edu.pl, krobicki@geol.agh.edu.pl, waskowsk@agh.edu.pl 2 Uniwersytet Jagielloñski, Instytut Nauk Geologicznych, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: andrzej.slaczka@uj.edu.pl, marek.cieszkowski@uj.edu.pl 3 Pañstwowy Instytut Geologiczny Pañstwowy Instytut Badawczy, Oddzia³ Górnoœl¹ski, ul. Królowej Jadwigi 1, 41-200 Sosnowiec; e-mail: michal.krobicki@pgi.gov.pl WSTÊP Obszar, którego budowa geologiczna jest przedmiotem rozwa añ, znajduje siê w polskich Karpatach zewnêtrznych pomiêdzy Dunajcem na wschodzie a granic¹ polsko-czesk¹ na zachodzie. Jego po³udniow¹ granicê stanowi granica polsko-s³owacka oraz pieniñski pas ska³kowy. Pó³nocna granica biegnie wzd³u nasuniêcia Karpat (fig. 1). Pod wzglêdem geologicznym teren znajduje siê na obszarze wystêpowania allochtonicznych p³aszczowin zbudowanych g³ównie z utworów fliszowych, odkorzenionych od swego pod³o a i nasuniêtych na p³ytê pó³nocnoeuropejsk¹ (fig. 1, 2). Przy opisach litostratygraficznych zastosowano nomenklaturê formaln¹, znajduj¹c¹ siê w powszechnym u yciu w Polsce, a tak e na S³owacji i w Czechach (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007; Golonka i in., 2008a). Zmieniono dawniej przyjmowany tradycyjny schemat litostratygraficzny (zob. np. Œl¹czka i in., 2006), który opiera³ siê na porównywaniu charakterystycznych litosomów w obrêbie wydzielonych jednostek tektoniczno-strukturalnych, przy czym jednostki te niezbyt dok³adnie odpowiadaj¹ karpackim basenom sedymentacyjnym. Baseny te ewoluowa³y, zmienia³y siê ich konfiguracje w czasie zupe³nie inny by³ ich uk³ad w jurze, kredzie i paleogenie (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007; Golonka, 2011). Autorzy zastosowali schemat przyjêty w pracach Golonki i Waœkowskiej-Oliwy (2007), Golonki i in. (2008a) oraz Waœkowskiej i in. (2009). Jednostki litostratygraficzne s¹ usystematyzowane wed³ug ich wystêpowania w oryginalnych basenach i na innych obszarach sedymentacyjnych wydzielanych na podstawie najnowszych badañ paleogeograficznych (tab.1 4) (Golonka i in., 2000, 2003, 2006a, b, 2008b). Podany poni ej podzia³ na terany i baseny oparto na przedstawionym w pracach Œl¹czki i in. (2006), Golonki i in. (2006a, b) z póÿniejszymi zmianami (Golonka i in., 2008a, 2009; Cieszkowski i in., 2009, 2012a, b; Waœkowska i in., 2009). 11

Fig. 1. Schematyczna mapa tektoniczna Karpat zewnêtrznych Polski na zachód od Dunajca z lokalizacj¹ przekrojów geologicznych (wg Golonka, 2007, zmieniona) Schematic tectonic maps of the Outer Carpathians in Poland west of Dunajec with location of cross-sections (according to Golonka, 2007, modified) 12

P YTY, TERANY I BASENY KARPAT ORAZ OBSZARÓW PRZYLEG YCH Karpaty dziel¹ siê na Karpaty wewnêtrzne i zewnêtrzne nazywane tak e fliszowymi. Oddziela je w¹ski, silnie zaburzony pieniñski pas ska³kowy. Teran Karpat wewnêtrznych jest to p³yta kontynentalna zbudowana ze ska³ zdeformowanych i zmetamorfizowanych w czasie orogenezy waryscyjskiej oraz mezozoiczno-kenozoicznej pokrywy osadowej. Mezozoiczne sekwencje osadowe tej p³yty zosta³y sfa³dowane i uformowane wraz z fragmentami paleozoicznymi w seriê p³aszczowin tworz¹cych elementy Tatricum, Hronicun, Veporicum i Gemericum (Golonka i in., 2006a, b). Poza niewielkim odcinkiem w Tatrach teran Karpat wewnêtrznych znajduje siê na S³owacji. Tetyda alpejska by³a istotnym elementem paleogeograficznym (fig. 3 14) rejonu przysz³ych Karpat zewnêtrznych w jurze i kredzie (Golonka i in., 2008b). Jej czêœci¹ jest megabasen pieniñski, który rozwin¹³ siê w jurze jako basen oceaniczny pomiêdzy teranem Karpat wewnêtrznych a platform¹ pó³nocnoeuropejsk¹. Z kolei pó³nocno-zachodnia czêœæ megabasenu pieniñskiego tworzy³a basen magurski. By³ on oddzielony od pozosta³ej czêœci basenu megapieniñskiego, czyli basenu pieniñskiego pasa ska³kowego, przez grzbiet czorsztyñski. Grzbiet ten uformowa³ siê we wczesnym bajosie i od tego czasu funkcjonowa³ odrêbny basen magurski (zob. Golonka, Sikora, 1981; Birkenmajer, 1986; Golonka i in., 2000, 2003, 2006a, b, 2007; Golonka, Krobicki, 2004; Krobicki, Wierzbowski, 2004; Krobicki, 2009). To bajoskie wynoszenie grzbietu by³o zwi¹zane z ryftow¹ faz¹ ewolucji basenu pieniñskiego i najprawdopodobniej odpowiada pierwszym epizodom ruchów fazy mezokimeryjskiej orogenezy alpejskiej (Golonka i in., 2003; Golonka, Krobicki, 2004), której w basenach karpackich odpowiada tzw. faza krasínska (krasiñska) wyró niona tutaj przez Plašienkê (2003). Zjawiska te doskonale odpowiadaj¹ w czasie bajoskiemu etapowi ryftowania centralnego Atlantyku (Golonka i in., 2006a, b), a postulowany pocz¹tek oceanicznej ekspansji alpejskiej Tetydy równie przypada na bajos (Bill i in. 2001). Dosz³o wówczas do przypuszczalnego otwarcia oceanu liguryjsko-penniñskiego, którego pó³nocno-wschodnim przed³u eniem by³y baseny pieniñski i magurski (Winkler, Œl¹czka, 1994; Golonka, Krobicki, 2001; Golonka i in. 2006a, b; Krobicki, Golonka, 2008b; Krobicki, 2009). Basen magurski od pó³nocnego zachodu, pó³nocy i pó³nocnego wschodu graniczy³ z platform¹ pó³nocnoeuropejsk¹, z której (na pó³nocny wschód od basenu) w póÿnej jurze wyodrêbni³ siê grzbiet œl¹ski (Golonka i in., 2008b). We wschodniej czêœci basen magurski zawiera zarówno utwory wskazuj¹ce na wulkanizm œródp³ytowy (Oszczypko i in., 2012) jak i sekwencje ofiolitowe mog¹ce sugerowaæ oceaniczny charakter jego skorupy (Golonka, Krobicki, 2005; Hnylko i in., 2012). W zachodniej czêœci sekwencje ofiolitowe s¹ znane jedynie z egzotyków i olistolitów wystêpuj¹cych we fliszu (Golonka i in., 2005). Pod³o e megabasenu pieniñskiego jest czêœciowo utworzone przez skorupê oceaniczn¹ oraz przejœciow¹, œcienion¹. Na terenie Polski, S³owacji i Ukrainy megabasen pieniñski jest reprezentowany przez sekwencje sedymentacyjne wieku jurajskiego, kredowego, paleogeñskiego i neogeñskiego (Birkenmajer, 1986; Golonka i in., 2003; Schlögl i in., 2004; Wierzbowski i in., 2004, 2012). Czêœæ tych sekwencji znajduje siê obecnie w strefie szwu pomiêdzy teranem Karpat wewnêtrznych a platform¹ pó³nocnoeuropejsk¹, gdzie tworzy pieniñski pas ska³kowy, czêœæ wchodzi w sk³ad jednostek allochtonicznych Karpat zewnêtrznych (g³ównie jednostki magurskiej) nasuniêtych na platformê pó³nocnoeuropejsk¹; niewielka czêœæ zosta³a 13

przy³¹czona do teranu Karpat wewnêtrznych. Ze wzglêdu na historiê ewolucji megabasenu pieniñskiego, pieniñski pas ska³kowy mo e byæ uwa any za jednostkê tektoniczn¹ nale ¹c¹ zarówno do Karpat zewnêtrznych, jak i wewnêtrznych (np. Ksi¹ kiewicz, 1977b; Picha i in., 2006; Golonka i in., 2006a, b). Platforma pó³nocnoeuropejska jest to wielka p³yta kontynentalna, której amalgamacja nast¹pi³a w prekambrze i paleozoiku. W sfa³dowanym i zmetamorfizowanym pod³o u tej platformy mo na wyró niæ fragmenty proterozoiczne, wendyjskie (kadomskie), wczesnopaleozoiczne (kaledoñskie) oraz póÿnopaleozoiczne (hercyñskie). Pod allochtonicznymi ska³ami jurajsko-neogeñskimi Karpat zewnêtrznych pokrywa sedymentacyjna platformy sk³ada siê z sekwencji paleozoicznych, mezozoicznych i kenozoicznych (fig. 2 4, 6, 7). Utwory te s¹ znane z pod³o a Karpat zewnêtrznych, a tak e z egzotyków i olistolitów znajdywanych w ró nych jednostkach tektonicznych Karpat fliszowych. Po³udniowa czêœæ platformy przylegaj¹ca do ró nych basenów Tetydy (Tetyda alpejska i basen seweryñsko-mo³dawidzki) jest nazywana Perytetyd¹ (np. Dercourt i in., 2000; Golonka i in., 2008b). Allochtoniczne ska³y Karpat zewnêtrznych zosta³y odkorzenione i nasuniête na po³udniow¹ czeœæ platformy pó³nocnoeuropejskiej na odleg³oœæ przynajmniej 60 100 km (Ksi¹ kiewicz, 1977a, b; Oszczypko, Œl¹czka, 1985; Œl¹czka i in., 2006). Tworz¹ one zespó³ p³aszczowin i nasuniêæ u³o onych w szereg jednostek tektonicznych (fig. 1 6). Te allochtoniczne, g³ównie fliszowe jednostki, s¹ nazywane Karpatami zewnêtrznymi. Wzd³u nasuniêcia frontalnego Karpat rozwinê³a siê w¹ska strefa sfa³dowanych utworów mioceñskich. Grzbiet czorsztyñski stanowi³ czêœæ megabasenu pieniñskiego i dzieli³ go na dwa baseny. Basen po³udniowo-wschodni (basen pieniñskiego pasa ska³kowego), wraz z grzbietem czorsztyñskim, tradycyjnie stanowi¹ domenê pieniñskiego pasa ska³kowego. Sekwencje pieniñskiego pasa ska³kowego tworz¹ silnie stektonizowan¹ strukturê o d³ugoœci oko³o 600 km i szerokoœci 1 20 km, rozci¹gaj¹c¹ siê od okolic Wiednia na zachodzie do Poiana Botizii (Maramureº, pó³nocno-wschodnia Rumunia) na wschodzie. Przewa aj¹ca czêœæ sekwencji basenu pó³nocno-zachodniego (basen magurski) wchodzi w sk³ad jednostki magurskiej, tradycyjnie nale ¹cej do Karpat zewnêtrznych, zaœ jej niewielka czêœæ w sk³ad pieniñskiego pasa ska³kowego. Wspó³czeœnie pieniñski pas ska³kowy jest oddzielony od p³aszczowiny magurskiej subwertykalnym uskokiem przesuwczym. Basen seweryñsko-mo³dawidzki na zachodzie, znany równie jako basen protoœl¹ski (Waœkowska i in., 2009), zosta³ podzielony póÿniej na baseny œl¹ski, skolski, grupê basenów przedmagursko-dukielskich oraz obszar sedymentacyjny podœl¹ski. Utwory osadzone w tych basenach s¹ te znane jako grupa œrednia (Ksi¹ kiewicz, 1977b i bibliografia tam e). Basen protoœl¹ski rozwin¹³ siê wewn¹trz platformy pó³nocnoeuropejskiej jako ryft lub basen za³ukowy (Golonka i in., 2006b, 2008b). Pod³o e basenu jest reprezentowane przez œcienion¹ skorupê platformy pó³nocnoeuropejskiej, byæ mo e równie z fragmentami zacz¹tkowej skorupy oceanicznej. Basen prawdopodobnie mia³ orientacjê pó³nocny zachód po³udniowy wschód (Eliáš i in., 2003; Golonka i in., 2003, 2006a, b, 2008b), a wiêc prawie prostopad³¹ do kierunku Tetydy alpejskiej. Pokrywa basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego i basenów powsta³ych z jego podzia³u w póÿnej kredzie nale ¹ wspó³czeœnie w Polsce i Czechach do jednostek przedmagurskich, jednostki dukielskiej, œl¹skiej, podœl¹skiej, zdanickiej i skolskiej (Œl¹czka, Kaminski, 1998; Švábenická i in., 1997; Œl¹czka i in., 2006; Golonka, 2011). Baseny te, powsta³e w póÿnej kredzie, zosta³y od siebie oddzielone grzbietami i strefami podniesionymi. Najwiêkszym wyniesieniem jest grzbiet podœl¹ski znajduj¹cy siê 14

pomiêdzy basenem œl¹skim i skolskim. Wyniesienie podœl¹skie na zachodzie ³¹czy³o siê z obszarem pokrytym sekwencjami sk³onowymi pomiêdzy epikontynentaln¹ czêœci¹ platformy pó³nocnoeuropejskiej a basenami Karpat zewnêtrznych (œl¹skim i magurskim). Obszar basenowy protoœl¹ski koñczy siê na Morawach, podczas gdy sekwencje sk³onowe rozci¹gaj¹ siê dalej na zachód od basenu fliszu renodunajskiego (strefa helwecka). Grzbiet œl¹ski by³ obszarem wyniesionym, stanowi¹cym fragment platformy pó³nocnoeuropejskiej. Pocz¹tkowo, w jurze i wczesnej kredzie, oddziela³ on basen magurski od basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego, a po reorganizacji w póÿnej kredzie basen œl¹ski od przedmagursko-dukielskiego (Golonka i in., 2005, 2006a, b). Grzbiet œl¹ski zosta³ zniszczony w paleogenie i neogenie, w czasie nasuwania siê karpackiej pryzmy akrecyjnej. Na obszarze Czech i Polski jest on znany wy³¹cznie z egzotyków i olistolitów znajdowanych w ró nych jednostkach allochtonicznych Karpat zewnêtrznych. W jego sk³ad wchodzi³y ska³y prekambryjskie (kadomskie, dolnopaleozoiczne kaledoñskie granity i ska³y metamorficzne), górnopaleozoiczne (waryscyjskie) ska³y metamorficzne, jak równie paleozoiczna i mezozoiczna pokrywa osadowa (np. Ksi¹ kiewicz, 1965, 1977a, b; Unrug, 1968; Burtan i in., 1984; Poprawa i in., 2004; S³omka i in., 2004; Golonka i in., 2008b). LITOSTRATYGRAFIA Platforma pó³nocnoeuropejska Platforma pó³nocnoeuropejska znajduje siê pod nasuniêtymi utworami allochtonicznymi jurajsko-neogeñskimi Karpat zewnêtrznych. Utwory te nasunê³y siê na odleg³oœæ przynajmniej 60 100 km na terenie Polski (Ksi¹ kiewicz, 1977 a, b; Oszczypko i in., 2006; Œl¹czka i in., 2006). Najstarszymi utworami platformy s¹ metamorficzne ska³y prekambryjsko-dolnopaleozoiczne stanowi¹ce pod³o e krystaliczne (fig. 2). Nale ¹ one do dwóch stref Brunovistulicum na zachodzie i bloku Ma³opolskiego na wschodzie. Utwory Brunovistulicum, charakteryzuj¹ce siê wy - szym stopniem metamorfizmu, zosta³y zmetamorfizowane w czasie orogenezy kadomskiej w pó- Ÿnym proterozoiku. Na opisywanym terenie wystêpuj¹ na po³udnie od Krakowa pod utworami mezozoiku (Poprawa i in., 2001; Oszczypko i in., 2006). Utwory dewonu i karbonu na terenie Polski le ¹ bezpoœrednio pod utworami miocenu, natomiast dalej ku wschodowi pod utworami mezozoicznymi. Osady triasowe wystêpuj¹ na po³udniowy wschód od Krakowa (Moryc, 1971). Ponad nimi s¹ obecne utwory jury œrodkowej i górnej (Golonka, 1978; Morycowa, Moryc, 1976). W wêglanowych utworach jury górnej kredy dolnej, czyli oksfordu, tytonu, beriasu i walan ynu wyró nia siê szereg formacji litostratygraficznych. Na ca³ym obszarze pod nasuniêciem karpackim wystêpuj¹ utwory miocenu. Ich sedymentacja rozpoczê³a siê w burdygale i trwa³a a do sarmatu. Utwory te zawieraj¹ miêdzy innymi mi¹ sz¹ seriê ewaporatów (Oszczypko i in., 2006). Karpaty zewnêtrzne Podzia³ na przedzia³y czasowe oparto na opracowaniu Golonki i Waœkowskiej-Oliwy (2007). Odzwierciedla on w pewnym przybli eniu etapy rozwoju basenów karpackich, od synryftowego, przez postryftowy, kolizyjny, orogeniczny do postorogenicznego. Pewne niedok³adnoœci tego podzia³u wynikaj¹ z diachronicznoœci rozwoju basenów, pewne etapy mia³y miejsce wczeœniej w basenie magurskim, a póÿniej w seweryñsko-mo³dawidzkim. 15

16 Artyku³y wprowadzaj¹ce

Lokalizacja przekrojów na figurze 1 Fig. 2. Przekroje geologiczne przez Karpaty zewnêtrzne i ich przedpole (wg Golonki i in., 2011, zmienione) For cross-section locations see Figure 1 Cross-sections through the Outer Carpathians and their foreland (according to Golonka et al., 2011 modified) 17

Jura kreda dolna (tab. 1) Basen magurski. W jurze œrodkowej (bajos) po wypiêtrzeniu grzbietu czorsztyñskiego uformowa³ siê basen magurski (Birkenmajer, 1986; Œl¹czka i in., 2006; Golonka i in., 2006a, b; Oszczypko, Oszczypko-Clowes, 2006). Znajdowa³ siê on wówczas pomiêdzy grzbietem czorsztyñskim a obszarem wyniesionym, stanowi¹cym fragment platformy pó³nocnoeuropejskiej, którym by³ grzbiet œl¹ski i jego przed³u enie. Jurajsko-wczesnokredowa sedymentacja odzwierciedla³a postryftowy etap rozwoju. Powstawa³y tam osady g³êbokomorskie o typie radiolarytów i wapieni rogowcowych. Nieco odmiennie sedymentacja przebiega³a na pó³nocnym sk³onie basenu poza obszarem badañ. Wydzielone tam formacje opisano w pracy Golonki i in. (2008a). Utwory po³udniowego sk³onu i przyleg³ej basenowej czêœci jurajsko-wczesnokredowego basenu magur- Tabela 1 Jurajsko-dolnokredowa litostratygrafia basenów Karpat zewnêtrznych na badanym obszarze Jurassic Lower Cretaceous lithostratigraphy of the Outer Carpathian basins within the investigated area 18

skiego znajduj¹ siê na terenie Polski, w rejonie Pienin. Œrodkowojurajska seria utworów krzemionkowych rozpoczyna siê ciemnymi radiolarytami manganowymi (formacja radiolarytów z Sokolicy). Wy ej wystêpuj¹ radiolaryty zielone i czerwone (formacja radiolarytów z Czajakowej), miejscami z wapieniami krzemionkowymi (Birkenmajer, 1977). Wiek kompleksów radiolarytowych okreœlono na póÿny bajos wczesny tyton. Lokalnie nad radiolarytami wystêpuj¹ czerwone wapienie pseudobulaste (tzw. margle aptychowe) formacja wapienia czorsztyñskiego, zaliczone do kimerydu. Od tytonu rozpoczyna siê sedymentacja wapieni rogowcowych (formacja wapienia pieniñskiego), które s¹ wykszta³cone jako bia³e, kremowe, jasnoszare, czêsto plamiste, warstwowane wapienie z soczewkami i przerostami rogowców. Wapienie rogowcowe siêgaj¹ do albu, lokalnie tylko do hoterywu (Golonka, Sikora, 1981; Obermajer, 1987). Radiolaryty i wapienie rogowcowe s¹ spotykane równie jako otoczaki w zlepieñcach egzotykowych fliszu m³odszych formacji (Burtan i in., 1984). By³y one pierwotnym pod³o em sekwencji fliszowych. W wyniku inwersji by³y wynoszone, erodowane i transportowane do basenu fliszowego. Nadk³ad wapieni rogowcowych stanowi¹ ³upki margliste i margle z wk³adkami wapieni marglistych, czêsto plamistych formacji z Kapuœnicy (Birkenmajer, 1977). Zawieraj¹ one mikrofaunê charakterystyczn¹ dla albu, a ich ni sza czêœæ mo e obejmowaæ równie apt (Golonka, Sikora, 1981). Basen seweryñsko-mo³dawidzki Strefy œl¹ska i podœl¹ska Najstarszymi osadami strefy œl¹skiej (tab. 1) s¹ utwory formacji wêdryñskiej wystêpuj¹ce w Polsce w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca i Bielska-Bia³ej. Reprezentuj¹ one synryftowy etap rozwoju basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego (Golonka i in., 2008a). Wystêpuj¹ wy³¹cznie w p³aszczowinie œl¹skiej. Profil stratotypowy formacji znajduje siê w miejscowoœci Wêdrynia (czeska nazwa Vendrynì) ko³o Trzyñca, w Czechach. Utwory formacji wêdryñskiej, znane te jako ³upki cieszyñskie dolne (np. Œl¹czka i in., 2006; Waœkowska-Oliwa i in., 2008 i cytowana tam literatura), s¹ rozwiniête w postaci ciemnoszarych, brunatnych lub prawie czarnych grubo³upliwych ³upków marglistych, w których obrêbie wystêpuj¹ podrzêdnie wk³adki pelitycznych lub detrytycznych wapieni cienko- i œrednio³awicowych (Golonka i in., 2008a). W stropowej czêœci formacji znajduj¹ siê utwory stanowi¹ce sedymentacyjn¹ brekcjê ³upkow¹ (³upkowe debris-flow) (Cieszkowski i in., 2009, 2012a, b; Œl¹czka i in., 2006; S³omka, 2001), a zawieraj¹ce liczne egzotyki i olistolity wapieni znane w Czechach jako horyzont ropicki (Menèik i in., 1983; Golonka i in., 2008a). Wiek formacji okreœlano w literaturze polskiej jako kimeryd tyton (np. Œl¹czka i in., 2006; Waœkowska-Oliwa i in., 2008 i cytowana tam literatura ), jednak Olszewska i in. (2008) wiek kimerydzki poddali w w¹tpliwoœæ. Na terenie Czech wiek tej formacji dokumentowano na oksford póÿny tyton (Menèík i in., 1983), miejscami nie wykluczaj¹c nawet wczesnego beriasu (Skupien, 2003). Mi¹ szoœæ formacji wynosi oko³o 300 m (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Powy ej formacji wêdryñskiej w obrêbie p³aszczowiny œl¹skiej wystêpuj¹ 200 m mi¹ szoœci utwory formacji wapieni cieszyñskich (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007; Golonka i in., 2008a). Ukazuj¹ siê one na powierzchni w Polsce, w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca, Bielska-Bia³ej i Kóz. Profil stratotypowy formacji znajduje siê w Cieszynie i tradycyjnie by³ wskazywany na Górze Zamkowej (Hohenegger, 1861), jednak obecnie za stratotypowy nale- y uznaæ profil w rzece Olzie na granicy polsko-czeskiej. W sp¹gowej czêœci wydzielenia przewa- aj¹ wapienie pelityczne lub/i detrytyczne, drobnoziarniste, cienko³awicowe, wy ej dominuj¹ wapienie detrytyczne œrednio- i gruboziarniste, miejscami nawet zlepieñcowate, prze³awicone 19

³upkami marglistymi, w górnej czêœci zapiaszczonymi. Wiek formacji zosta³ oszacowany na tyton walan yn (S³omka, 1986; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007; Golonka i in., 2008a). Nad wapieniami cieszyñskimi w obrêbie p³aszczowin œl¹skiej i podœl¹skiej wystêpuj¹ utwory formacji grodziskiej o wieku walan yn hoteryw (Golonka i in., 2008a). Utwory tej formacji s¹ szeroko rozprzestrzenione w Polsce w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca, Bielska-Bia³ej, ywca, Kêt, Por¹bki, Andrychowa, Wadowic, Harbutowic, Kalwarii i Skawiny Mogilan. Do tej formacji s¹ w³¹czane wydzielenia funkcjonuj¹ce dawniej w polskiej nomenklaturze litostratygraficznej jako ³upki cieszyñskie górne, warstwy (piaskowce) grodziskie i dolna czêœæ warstw wierzowskich (Golonka i in., 2008a). Typowymi utworami dla formacji grodziskiej s¹ ciemnoszare margliste ³upki i cienko³awicowe, drobnoziarniste piaskowce z prze³awiceniami wapieni detrytycznych i syderytów. Lokalnie, zw³aszcza we wschodniej czêœci obszaru, wystêpuj¹ kompleksy grubo- i œrednio³awicowych gruboziarnistych piaskowców i zlepieñców z egzotykami, których mi¹ szoœæ dochodzi do 150 m. Stanowi¹ one ogniwo w obrêbie formacji grodziskiej, zwane ogniwem piaskowca z Piechówki (nazwa od przysió³ka Piechówka w egocinie) (Golonka i in., 2008a). W ogniwie tym pojawiaj¹ siê niekiedy utwory chaotyczne typu derbis-flow, a niekiedy tak e utwory olistostromowe z olistolitami o znacznych rozmiarach (Cieszkowski i in., 2009, 2012a). W literaturze polskiej (zob. Œl¹czka i in., 2006 i cytowana tam literatura) funkcjonuj¹ jako piaskowce grodziskie. Kolejne ogniwo w obrêbie formacji grodziskiej, które podœciela piaskowcowe utwory ogniwa z Piechówki, to ogniwo ³upków z Cisownicy o wieku walan yn hoteryw, opisywane dotychczas w literaturze polskiej jako górne ³upki cieszyñskie (Œl¹czka i in., 2006). Profil stratotypowy ogniwa znajduje siê w prawobrze nym dop³ywie potoku Radoñ we wsi Cisownica pomiêdzy Goleszowem a Ustroniem. Utwory sk³adaj¹ce siê w znacznej mierze z ciemnych ³upków ilastych, a stanowi¹ce najwy sz¹ czêœæ formacji grodziskiej, s¹ najlepiej ods³oniête w rejonie dzielnicy Straconka w Bielsku-Bia³ej. Prawdopodobnie powinno siê dla nich stworzyæ wydzielenie w randze ogniwa ze Straconki. Mi¹ szoœæ formacji grodziskiej dochodzi do 300 m (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007; Golonka i in., 2008a). Formacja wierzowska (³upki wierzowskie) wystêpuje na terenie Polski w okolicach Cieszyna, Goleszowa, Wapienicy, ywca oraz miêdzy Bielskiem-Bia³¹ a Myœlenicami w obrêbie p³aszczowiny œl¹skiej. W rejonie ywca, na pó³noc od Wadowic, w rejonie Kalwarii oraz w rejonie Skawiny Mogilan utwory te wystêpuj¹ w obrêbie p³aszczowiny podœl¹skiej (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007; Golonka i in., 2008a; Wójcik-Tabol, Œl¹czka, 2009). W sk³ad tej formacji wchodz¹ czarne ³upki ilaste i skrzemionkowane z ³awicami i konkrecjami sferosyderytów. Lokalnie wystêpuj¹ czarne ³upki mu³owcowe z egzotykami ska³ krystalicznych i wapiennych. Nazwa formacji pochodzi od miejscowoœci Veøovice (Wernsdorf) na Morawach, gdzie zosta³y opisane przez Hoheneggera (1858, 1861) jako Wernsdorfer Schichten. Mi¹ szoœæ formacji w Polsce wynosi do 200 500 m (Golonka, 1981). Wiek formacji okreœlono na terenie Czech na póÿny apt alb (Skupien, 2003; Golonka i in., 2008a), a w Polsce na barem najwczeœniejszy alb (Geroch, Nowak, 1963; Golonka i in., 2011). Na sk³onie platformy pó³nocnoeuropejskiej, w kierunku basenu œl¹skiego, rozwija³y siê g³ównie utwory wêglanowe znane z licznych egzotyków i olistolitów znajdowanych w sekwencjach allochtonicznych ró nych jednostek strukturalnych Karpat zewnêtrznych. Na brzegu basenu protoœl¹skiego uformowa³o siê wyniesienie o charakterze podniesienia brzegowego (shoulder uplift) zwane Baška-Inwa³d. Oddziela³o ono basen protoœl¹ski od g³êbszej czêœci platformy znanej jako basen bachowicki (Ksi¹ kiewicz, 1956; Nowak, 1973; Olszewska, Wieczorek, 2001; S³omka i in., 2006). Wysokoœæ wzglêdna wyniesienia w stosunku do basenowej 20

strefy bachowickiej by³a stosunkowo niewielka, niemniej jednak na brzegu basenu protoœl¹skiego w tytonie i wczesnej kredzie rozwija³y siê utwory p³ytkowodne o charakterze biohermowo-rafowym, natomiast w basenie bachowickim przewa a³y osady o charakterze pelagicznym (Ksi¹ kiewicz, 1956; Nowak, 1973; Olszewska, Wieczorek, 2001; Golonka i in., 2008a). Profil litostratygraficzny górnojurajskich utworów basenu bachowickiego rozpoczyna formacja wapienia z Leœnej (Golonka i in., 2008a i cytowana tam literatura), znana z Bachowic, z Roczyn ko³o Andrychowa, a tak e ze ska³ki w Leœnej ko³o ywca. S¹ to wapienie krynoidowe, barwy zielonkawej, ó³tej, czerwonawej i pstre margliste wapienie zawieraj¹ce fragmenty krynoidów, je owców, mszywio³ów, ma³ y i ziarna kwarcu, wieku kelowejskiego (wczesny oksford?). Wy sz¹ pozycjê zajmuj¹ utwory formacji wapieni z Roczyn znane z Roczyn i Targanic ko³o Wadowic. S¹ to jasnoszare warstwowane wapienie pelagiczne z warstewkami rogowców, przypominaj¹ce wapienie rogowcowe facji Maiolica. Ich wiek jest okreœlany jako oksford wczesny tyton (Ksi¹ kiewicz, 1956, 1965; Nowak, 1973; Olszewska, Wieczorek, 2001; Golonka i in., 2008a). Wapienie pelagiczne bia³e, szare i kremowe, mikrytowe, lub drobnokrystaliczne z amonitami, aptychami i tintinidami tytonu (Ksi¹ kiewicz, 1956; Nowak, 1973; Olszewska, Wieczorek, 2001) w basenie bachowickim wydzielono jako formacjê wapieni z Bachowic (Golonka i in., 2008a). Wapienie formacji sztramberskiej s¹ znane przede wszystkim ze ska³ek w okolicach Andrychowa (Golonka i in., 2008a) oraz z wielu egzotyków i olistolitów w p³aszczowinach magurskiej, œl¹skiej i podœl¹skiej (Cieszkowski i in., 2009). Najwy sza czêœæ kredy dolnej paleogen (tab. 2) By³ to okres reorganizacji struktur basenowych. W apcie albie pomiêdzy po³udniow¹ Europ¹ a Pó³nocn¹ Afryk¹, w przysz³ej strefie alpejskiej zachodzi³y z³o one zjawiska tektoniczne. Subdukcja wzd³u po³udniowej krawêdzi prowadzi³a do postêpuj¹cego zamykania Tetydy alpejskiej. Sukcesywnie rozwija³a siê pryzma akrecyjna przed wêdruj¹cymi w kierunku pó³nocnym i pó³nocno-zachodnim p³ytami Alp Wschodnich i Karpat wewnêtrznych. Ten sukcesywny rozwój pryzmy spowodowa³ wspomnian¹ wy ej diachronicznoœæ. Zjawiska tektoniczne mia³y miejsce wczeœniej w basenie magurskim ni w seweryñsko-mo³dawidzkim. W albie synorogeniczny flisz rozwin¹³ siê w basenie magurskim (Golonka, Sikora, 1981). W póÿnej czêœci cenomanu zacz¹³ siê okres powolnej i sta³ej sedymentacji we wszystkich basenach (Bieda i in., 1963; Golonka i in., 2000) w warunkach utleniaj¹cych, przerywanych krótkimi okresami anoksji (formacja ³upków radiolarytowych z Barnasiówki B¹k i in., 2001). W najpóÿniejszym albie i w cenomanie turonie (Bieda i in., 1963; Œl¹czka i in., 2006) przesta³y byæ aktywne Ÿród³a dostarczaj¹ce materia³ silikoklastyczny i rozpoczê³a siê ujednolicona sedymentacja pelagiczna w basenach Karpat zewnêtrznych (Poprawa i in., 2004). W póÿnej kredzie najwczeœniejszym paleocenie w wyniku kolizji Karpat wewnêtrznych z grzbietem czorsztyñskim zamkn¹³ siê basen pieniñski (Birkenmajer, 1986; Winkler, Œl¹czka, 1994; Golonka i in., 2000, 2003, 2006a, b). Pryzma akrecyjna przekroczy³a grzbiet czorsztyñski, a strefa subdukcji przesunê³a siê na pó³nocn¹ krawêdÿ grzbietu czorsztyñskiego (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). W póÿnej kredzie nast¹pi³ podzia³ zachodniej czêœci basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego na baseny œl¹ski i skolski, oddzielone od siebie grzbietem podœl¹skim. W obrêbie basenu magurskiego wykszta³ci³y siê strefy facjalne: krynicka, bystrzycka, raczañska i Siar (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Pomiêdzy grzbietem œl¹skim a basenem magurskim powsta³ póÿniej, w eocenie, nowy basen przedmagursko-dukielski (Cieszkowski, 1992, 2001; Œl¹czka i in., 2006). 21

Górnokredowo-paleoceñska litostratygrafia basenów Karpat zewnêtrznych na badanym obszarze Upper Cretaceous Paleocene lithostratigraphy of the Outer Carpathian basins within the investigated area Tabela 2 By³ on oddzielony od basenu magurskiego grzbietem przedmagurskim (grybowskim sensu Cieszkowski 1992, 2001), a od œl¹skiego grzbietem œl¹skim. Basen magurski. W strefie przypieniñskiej wystêpuje wspomniana ju formacja z Kapuœnicy (Birkenmajer, 1977), przykryta utworami albu formacji ze Sztolni (Oszczypko i in., 2004). Oszczypko i in. (2012) podaj¹ dla tych utworów równie nazwê formacja szlachtowska. S¹ to czarne ³upki i piaskowce mikowe, lokalnie zlepieñce, zawieraj¹ce czêsto liczne szcz¹tki krynoidów. Powy ej znajduj¹ siê czarne i ciemnozielone ³upki radiolariowe formacji huliñskiej. Nie jest ca³kiem jasna pozycja formacji z Opaleñca (Oszczypko i in., 2012). Birkenmajer (1977) podaje wiek jurajski zarówno dla formacji szlachtowskiej, jak i formacji z Opaleñca (Birkenmajer i in., 2007). Oszczypko i in. (2005) wyró nili te w bardziej zewnêtrznych strefach p³aszczowiny magurskiej formacjê z Jasienia, wczeœniej opisan¹ przez Burtana i in. (1978) jako warstwy lgockie, obejmuj¹c¹ plamiste zielone i czarne ³upki albu cenomanu (konkrecje manganowe z rejonu Koninek zawieraj¹ radiolarie póÿnego cenomanu fide Burtan i in., 1992). W Pó³rzeczkach (rejon Mszany Dolnej) pod zielonymi ³upkami wystêpuj¹ czarne ³upki z pojedynczymi wk³adkami pia- 22

skowców, w których stwierdzono okruchy urgonu prawdopodobnie wieku albskiego (Burtan i in., 1984). Od cenomanu do ni szego senonu trwa³a sedymentacja g³ównie pstrych utworów marglistych i mu³owcowych. W akwenie basenowym, blisko grzbietu czorsztyñskiego oraz w strefie krynickiej utwory te s¹ znane jako pstre ³upki formacji z Malinowej. Reprezentuj¹ je wiœniowe, zielone i pstre ³upki ilaste lub margliste, w wy szych czêœciach wydzielenia z cienkimi wk³adkami wapnistych piaskowców. W strefach centralnej i pó³nocnej basenu magurskiego bystrzyckiej, raczañskiej i Siar utwory te s¹ okreœlane jako pstre ³upki i margle formacji ³upków pstrych z Cebuli (Pivko, 2002). Ich mi¹ szoœæ wynosi od 50 do 200 m, a ich wiek oszacowano na turon wczesny senon (Golonka, 1981; Pivko, 2002; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Pstrym utworom odpowiada formacja z Jaworek (Birkenmajer, 1977, 1986), deponowana na grzbiecie czorsztyñskim, przykryta utworami formacji jarmuckiej o wieku mastrycht paleocen, w obrêbie pieniñskiego pasa ska³kowego w Polsce. Buduj¹ j¹ gruboziarniste zlepieñce, piaskowce grubo³awicowe zlepieñcowate, piaskowce œrednio- i drobnoziarniste, grubo-, œrednio- i cienko³awicowe z prze³awiceniami ³upków. Formacja piaskowców ze Szczawiny wystêpuj¹ca lokalnie w Polsce, ponad pstrymi ³upkami formacji z Cebuli, a poni ej formacji ropianieckiej jest reprezentowana przez grubo³awicowe, mikowe, czêœciowo zlepieñcowate piaskowce o mi¹ szoœci do 350 m (Golonka, 1981; Pivko, 2002; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). W Gorcach, w strefie bystrzyckiej, pod t¹ nazw¹ opisano grubo³awicowe piaskowce wieku kampan mastrycht (Oszczypko, 1991). S¹ one podœcielone utworami formacji z Bia³ego (Oszczypko i in., 2005), wczeœniej opisanej jako warstwy z Kaniny (Burtan i in., 1978), zbudowanej z piaskowców i ³upków zbli onych habitusem do ni ej opisanej formacji ropianieckiej, lecz z licznymi wk³adkami wapieni turbidytowych i ó³tawych ³upków marglistych. Formacja ropianiecka (Oszczypko, 1991; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007) wieku senon paleocen wystêpuje w j¹drach siode³ i ³usek w strefach bystrzyckiej, raczañskiej i Siar. Przewa aj¹cym typem litologicznym s¹ tu twarde wapniste piaskowce, drobnoziarniste, z muskowitem ³upi¹ce siê skorupowo, prze³awicane ³upkami ilastymi lub marglistymi, szarymi, szarozielonymi, bladoniebieskimi, miejscami pstrymi. W Gorcach w stropowej czêœci tej formacji wyró niono ogniwo z G³êbieñca (potok w Szczawie) zbudowane z margli i marglistych mu³owców z licznymi skamienia³oœciami œladowymi, a w szczególnoœci z ichnorodzaju Nereites (Helmithoida). W strefie Siar wystêpuj¹ utwory formacji z Jaworzynki (Oszczypko i in., 2005; Cieszkowski i in., 2006), wykszta³cone jako œrednio³awicowe piaskowce ze znaczn¹ zawartoœci¹ biotytu i skaleni, prze³awicane pakietami ³upków z wk³adkami cienko³awicowych piaskowców mikowych (typ formacji ropianieckiej), miejscami z wk³adkami zlepieñców (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). W obrêbie formacji z Jaworzynki wydzielono ogniwo piaskowców z Mutnego, z³o one z grubo³awicowych, gruboziarnistych i zlepieñcowatych piaskowców (Cieszkowski i in., 2006). Basen przedmagurski. Najstarszym ogniwem znanym z basenu przedmagurskiego tej strefy s¹ pstre ³upki i margle wystêpuj¹ce w rejonie Istebnej i Koniakowa (Burtan, 1973), a odpowiadaj¹ce utworom formacji ³upków pstrych z Cebuli jednostki magurskiej. Ponad nimi znajduj¹ siê warstwy biotytowe formacji z Jaworzynki. Odpowiadaj¹ one wykszta³ceniem, wiekiem i mi¹ szoœci¹ formacji z Jaworzynki jednostki magurskiej. 23

Basen œl¹ski. W basenie œl¹skim ³upki formacji wierzowskiej zosta³y stopniowo zast¹pione fliszem formacji lgockiej (Œl¹czka i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Formacjê tê reprezentuj¹ piaskowce cienko- i œrednio³awicowe, rzadziej grubo³awicowe, wstêgowane i czêsto krzemionkowe, prze³awicane kompleksami ciemnych ³upków. Jest to podobny typ osadów anoksycznych jaki by³ wczeœniej, a jedyn¹ ró nic¹ jest wiêksze zapiaszczenie. W stropowej czêœci dominuj¹ niebieskawe rogowce, gezy i piaskowce cienko i œrednio³awicowe przek³adane ³upkami stanowi¹ce ogniwo rogowców mikuszowickich. Profil stratotypowy Szajnocha (1884) zlokalizowa³ w miejscowoœci Mikuszowice, na przedmieœciu Bielska-Bia³ej. W zwi¹zku z bardzo s³ab¹ czytelnoœci¹ tego profilu zaproponowano ustanowienie neostratotypu w miejscowoœci Brody w okolicach miejscowoœci Lanckorona (Golonka i in., 2008a). Wiek formacji lgockiej okreœla siê na alb póÿny cenoman (Hanzlíková, 1966; Picha i in., 2006; Œl¹czka i in., 2006 i cytowana tam literatura). Mi¹ szoœæ formacji dochodzi do 450 m (Œl¹czka i in., 2006). Ponad formacj¹ lgock¹ na terenie Polski wystêpuje kilku-, kilkunastometrowej mi¹ szoœci formacja ³upków radiolariowych z Barnasiówki (B¹k i in., 2001). S¹ to osady pelityczne, reprezentowane przez ciemne i zielone ³upki z licznymi wk³adkami radiolarytów i piaskowców krzemionkowych z konkrecjami elazisto-manganowymi i warstewkami bentonitowymi (Œl¹czka i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Utwory te powstawa³y w póÿnym cenomanie i w najwczeœniejszym turonie (B¹k i in., 2001). Wskazuj¹ one na wyraÿn¹ zmianê warunków geotektonicznych, jaka zasz³a w basenach Karpat zewnêtrznych, a przede wszystkim na zakoñczenie aktywnoœci istniej¹cych wczeœniej obszarów Ÿród³owych (Poprawa i in., 2006). Bezpoœrednio na formacji lgockiej lub na formacji z Barnasiówki wystêpuj¹ utwory formacji z Mazaka (Picha i in., 2006). Reprezentowane s¹ przez kompleksy czerwonych ³upków pelitycznych, sporadycznie prze³awicanych cienko³awicowymi piaskowcami glaukonitowymi. Wiek ich sedymentacji oszacowano na cenoman wczesny senon. Mi¹ szoœæ siêga 250 m (Œl¹czka i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Lokalnie w obrêbie formacji z Mazaka wystêpuj¹ gruboziarniste, zlepieñcowate piaskowce i zlepieñce ogniwa piaskowców ostrawickich. Sedymentacja tych utworów by³a zwi¹zana z przebudow¹ basenów opisan¹ poni ej w podrozdziale dotycz¹cym strefy podœl¹skiej. Czêœciowo lub ca³kowicie formacja pstrych ³upków z Mazaka, tradycyjnie zwanych pstrymi ³upkami godulskimi, zastêpuje w pó³nocnej i wschodniej czêœci basenu œl¹skiego formacjê godulsk¹. Utwory formacji godulskiej (Œl¹czka i in.; 2006, Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007) s¹ zbudowane z grubo-, œrednio- i cienko³awicowych piaskowców przek³adanych cienkimi wk³adkami zielonych ³upków. Ku wschodowi piaskowce s¹ zastêpowane przez ³upki pstre formacji z Mazaka (pstre ³upki godulskie). W Beskidzie Œl¹skim i Ma³ym w utworach formacji godulskiej mo na wydzieliæ kilka ogniw. Dla dolnej czêœci formacji Wójcik i in. (1996) zaproponowali nazwê ogniwa z Czernichowa. W istocie wydzielenie to jest dwudzielne i Cieszkowski i in. (2010) stwierdzili, e ni sza, piaskowcowa czêœæ tego wydzielenia to ogniwo piaskowców ostrawickich wydzielonych w Beskidach Œl¹sko-Morawskich (Eliáš i in., 2003; Picha i in., 2006), wyró niaj¹ce siê gruboziarnistymi piaskowcami i zlepieñcami, zawieraj¹cymi liczne klasty i otoczaki wapieni o wieku tyton berias (Kowal i in., 2011). Nazwê ogniwa z Czernichowa przyjêto dla rozwijaj¹cych siê nad ogniwem ostrawickim drobnoziarnistych piaskowców cienko³awicowych przek³adanych ³upkami czarnymi i zielonymi. Ogniwo odpowiadaj¹ce œrodkowym warstwom godulskim, dla którego Wójcik i in. (1996) zaproponowali nazwê ogniwa ze Skrzycznego, jest zbudowane z grubo³awicowych piaskowców przek³adanych cienkimi wk³adkami zielonych ³upków. Na górne ogniwo z Wis³y (Wójcik i in., 1996) sk³adaj¹ siê z cienko- i grubo³awicowe piaskowce i zielone 24

³upki z rozwiniêtym lokalnie w stropie soczewkowatym poziomem grubo³awicowych zlepieñców (Burtan, 1973) znanym jako ogniwo zlepieñców z Malinowskiej Ska³y. Ogólnie bior¹c, dla utworów formacji godulskiej charakterystyczna jest przewaga piaskowców glaukonitowych, czêsto grubo³awicowych, które stanowi¹ jej g³ówny wyró nik. Mi¹ szoœæ formacji godulskiej dochodzi do 500 m, a jej wiek okreœla siê na turon wczesny senon (S³omka, 1995; Œl¹czka i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Olistolity pochodz¹ce z formacji lgockiej i wierzowskiej s¹ znane z kompleksu grubo³awicowych piaskowców ostrawickich w dolnej czêœci formacji godulskiej w Ustroniu (Cieszkowski i in., 2012a, b; Œl¹czka, Kaminski, 1998). Utwory formacji istebniañskiej spoczywaj¹ na formacji godulskiej b¹dÿ na pstrych ³upkach formacji z Mazaka. Buduj¹ je jasnoszare grubo³awicowe piaskowce arkozowe, gruboziarniste z prze³awiceniami zlepieñców. Wœród nich wystêpuj¹ kompleksy szaroczarnych, szarozielonych, miejscami te pstrych ³upków ilastych i ciemnych mu³owców z egzotykami. Utwory formacji istebniañskiej, opisywanej tradycyjnie jako warstwy istebniañskie, dzielono na dolne i górne, wyró niaj¹c ponadto w górnych warstwach istebnianskich dolne ³upki istebniañskie, górne paskowce istebniañskie i górne ³upki istebniañskie (Burtan i in., 1937; Burtan, 1973). Dolne warstwy istebniañskie to ogniwo z Czarnej Wise³ki, na które w przewa aj¹cej czêœci sk³adaj¹ siê grubo³awicowe piaskowce i zlepieñce z podrzêdnymi wk³adkami ³upków. Zaproponowany przez autorów stratotyp tego ogniwa znajduje siê w dolinie Czarnej Wise³ki, a profil referencyjny nad Jeziorem Ro nowskim (por. Cieszkowski, 1992). Obecnie proponuje siê dla górnych warstw istebniañskich podzia³ na trzy ogniwa. Dolne, z³o one z czarnych ³upków z cienkimi warstwami syderytów i soczewkami zlepieñców to ogniwo z Janoski (dolne ³upki istebniañskie), którego profil stratotypowy znajduje siê w œrodkowym biegu potoku Janoska w Kamesznicy. Zalegaj¹ce nad nim ogniwo z Jasnowic (górne piaskowce istebniañskie) sk³ada siê z gruboziarnistych piaskowców grubo³awicowych. Stratotyp dla tego nowego ogniwa znajduje siê w dolinie górnej Olzy i jej dop³ywów w rejonie wsi Jasnowice. Najwy ej le y ogniwo z Kamesznicy z³o one z czarnych mu³owców i ³upków z ³awicami syderytów, niekiedy z wk³adkami ³upków pstrych. Jego stratotyp znajduje siê w zachodniej czêœci wsi Kamesznica. Wiek formacji istebniañskiej szacuje siê na senon paleocen (Burtan, 1973; Cieszkowski, 1992; Œl¹czka i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Mi¹ szoœæ formacji wynosi 1000 1500 m. Strefa podœl¹ska W póÿnej kredzie i paleocenie (w obrêbie dawnego basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego) powsta³ grzbiet podœl¹ski, podzieli³ on akwen, w wyniku czego powsta³y baseny œl¹ski i skolski. PóŸnokredowa reorganizacja grzbietu œl¹skiego, powstanie grzbietu podœl¹œkiego i nowych basenów mia³a zwi¹zek z rozwojem megaregionalnych uskoków przesuwczych. Wydarzenia tektoniczne w Karpatach Wschodnich wywo³a³y w pó³nocnej czêœci Karpat procesy transpresyjnego podnoszenia grzbietów i powstania basenów typu pull-apart. Z podniesieniem siê przebudowanego grzbietu œl¹skiego by³a zwi¹zana du a dostawa materia³u terygenicznego do basenu œl¹skiego (Poprawa i in., 2004). Na grzbiecie podœl¹skim rozpoczê³a siê sedymentacja stosunkowo p³ytkowodnych osadów typu pelagicznego (Waœkowska i in., 2009). Obszar sedymentacyjny podœl¹ski obejmuje grzbiet podœl¹ski wraz z przyleg³ymi obszarami basenów œl¹skiego i skolskiego. Przed ukszta³towaniem siê grzbietu podœl¹skiego sedymentacja w strefie podœl¹skiej by³a taka, jak w strefie œl¹skiej (Œl¹czka i in., 2006). Wydziela siê w niej formacjê lgock¹, formacjê z Lanckorony i formacjê ³upków radiolariowych z Barnasiówki. Formacja z Lanckorony, znana jako warstwy gezowe (Œl¹czka i in., 2006), spoczywa na ³upkach formacji wierzowskiej. Wykszta³cona 25

jest w formie gez prze³awiconych szarymi, zielonawymi lub czarnymi ³upkami. Reprezentuje ona facje sk³onowe basenu œl¹skiego i w kierunku osi basenu jest zastêpowana przez utwory formacji lgockiej. Wiek formacji okreœla siê na alb cenoman, a mi¹ szoœæ jej dochodzi do 200 m (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). W póÿnej kredzie i paleocenie dominuje sedymentacja osadów marglistych i ilastych, która rozpoczyna siê w cenomanie i turonie. Margle i ³upki pstre wystêpuj¹ ponad formacj¹ ³upków radiolariowych z Barnasiówki, albo warstwami gezowymi lub lgockimi. Typowe s¹ dla nich kompleksy pstrych czerwonych i zielonych margli, plamistych ³upków ilastych (formacja typu wêglowieckiego), zielonych i szarych margli formacji frydeckiej (Picha i in., 2006), a tak e bia³ych margli i wapieni z rogowcami formacji margli egociñskich. Sedymentacja kompleksu ³upkowo-marglistego trwa³a do koñca senonu, miejscami do paleocenu. Lokalnie, sedymentacja marglista by³a przerywana przez depozycjê grubiej klastycznych osadów fliszowych reprezentowanych przez ogniwo piaskowców z Rybia, wykszta³cone w postaci gruboi œrednio³awicowych, czêsto zlepieñcowatych piaskowców i zlepieñców o barwie popielatej, pomiêdzy którymi wystêpuj¹ ³upki margliste reprezentuj¹ce mastrycht najni szy paleocen. W paleocenie nieco zmieni³ siê charakter sedymentacji i powsta³y kompleksy szarych i zielonych ³upków marglistych i mu³owcowych formacji z Poznachowic, pochodz¹cych z paleocenu dolnego eocenu. Profil startotypowy dla tego wydzielenia znajduje siê w potoku Czerwin pomiêdzy Poznachowicami Górnymi a Lipnikiem ko³o Wiœniowej. W paleoceñskiej czêœci tej formacji znajduj¹ siê ogniwa zbudowane w przewadze z piaskowców. S¹ to: ogniwo piaskowców z Goryczkowca (Cieszkowki i in., 2012b), znane jako piaskowce z Szyd³owca sensu Ksi¹ kiewicz (1951) wykszta³cone jako piaskowce wapniste z licznymi mszywio³ami i glonami, prze³awicone szarymi ³upkami marglistymi, ogniwo piaskowców z Gorzenia cienko³awicowe piaskowce glaukonitowe przek³adane zielonymi ³upkami (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007) oraz ogniwo piaskowców z Czerwina, zbudowane ze œrednio³awicowych piaskowców wapnistych z licznymi klastami wapiennymi prze³awicone wapnistymi ³upkami zielonymi (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Basen skolsko-skibowy. Teren badañ obejmuje zachodnie zakoñczenie basenu skolskiego. Wystêpuj¹ tu g³ównie marglisto-ilaste facje sk³onowe, które zosta³y w³¹czone do sedymentacyjnego obszaru podœl¹skiego. Facje basenowe reprezentowane s¹ przez pstre ³upki, a tak e przez fliszowe piaskowce prze³awicane szarymi ³upkami formacji z Pisarzowic stanowi¹ce odpowiednik formacji ropianieckiej wschodniej czêœci basenu skolskiego (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Eocen (tab. 3) W eocenie karpacka pryzma akrecyjna przekroczywszy grzbiet czorsztyñski objê³a swym zasiêgiem basen magurski. Sukcesywnie budowana pryzma by³a przyczyn¹ migracji osi basenu ku pó³nocy. Sedymentacja drobnorytmicznego fliszu by³a stopniowo zastêpowana sedymentacj¹ grubych kompleksów turbidytów i fluksoturbidytów. W bardziej zewnêtrznych basenach przewa- a³a sedymentacja dystalnych turbidytów i hemipelagicznych utworów pstrych. Pod koniec eocenu pryzma akrecyjna dotar³a w rejon grzbietu ograniczaj¹cego basen magurski od pó³nocy (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). 26

Tabela 3 Eoceñska litostratygrafia basenów Karpat zewnêtrznych na badanym obszarze Eocene lithostratigraphy of the Outer Carpathian basins within the investigated area Basen magurski. Pstre ³upki formacji z abowej (paleogen œrodkowy eocen) (Oszczypko, 1991; Cieszkowski, Waœkowska-Oliwa, 2001) le ¹ na utworach formacji ropianieckiej lub w zewnêtrznej czêœci basenu, na formacji z Jaworzynki. Dla formacji z abowej charakterystyczna jest dominacja czerwonych, szarych oraz zielonych ³upków ilastych i mu³owcowych, z podrzêdnymi wk³adkami cienko³awicowych piaskowców o typie hieroglifowym. W zewnêtrznej czêœci jednostki magurskiej w obrêbie formacji z abowej wystêpuj¹ pakiety grubo³awicowych piaskowców zlepieñcowatych i zlepieñców, nale ¹cych do ogniwa piaskowców z urawnicy (paleocen) i ogniwa piaskowców ze Skawiec (wczesny eocen) (Cieszkowski i in., 2006; Cieszkowski, Waœkowska, 2011). Mi¹ szoœæ formacji waha siê od kilkunastu do kilkudziesiêciu metrów, w strefach gdzie s¹ rozwiniête ogniwa piaskowcowe, dochodzi do 250 m (Golonka, 1981; Cieszkowski, Waœkowska-Oliwa, 2001; Cieszkowski i in., 2006, 2011; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Formacja beloweska (Oszczypko, 1991; Oszczypko i in., 2005; Golonka, Waœkowska, 2012) wystêpuje w strefie bystrzyckiej i raczañskiej w Polsce. Odpowiednikiem jej w strefie krynickiej jest formacja z Zarzecza (Oszczypko, 1991; Oszczypko i in., 2005). Utwory formacji beloweskiej reprezentowane s¹ przez drobnoziarniste, niebieskawoszare i wapniste piaskowce cienko³awicowe z licznymi hieroglifami orgnicznymi, prze³awicane niebieskoszarymi i szarozielonymi, lokalnie pstrymi ³upkami marglistymi i ilastymi. W obrêbie formacji spotyka siê wk³adki margli typu ³¹ckiego, lokalnie zaœ wystêpuj¹ tu kompleksy grubo³awicowych piaskowców zlepieñcowatych lub drobnoziarnistych glaukonitowych. Je eli piaskowce te przewa aj¹ nad utworami formacji beloweskiej w typowym wykszta³ceniu, stosuje siê odrêbne wydzielenie dla piaskowców grubo³awicowych ogniwo piaskowców pasierbieckich i ogniwo piaskowców osieleckich. Formacja beloweska strefy raczañskiej opisywana równie by³a jako warstwy hiero- 27

glifowe. Wiek formacji okreœla siê na eocen œrodkowy, lokalnie do najni szej czêœci póÿnego eocenu w³¹cznie, mi¹ szoœæ waha siê w granicach 100 300 m, mi¹ szoœæ piaskowców pasierbieckich i osieleckich wynosi od 50 do 350 m (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007, 2012). M³odsza formacja ³¹cka (œrodkowy eocen) wystêpuj¹ca w strefie bystrzyckiej na terenie polskich Karpat zewnêtrznych, jest czêsto nazywana za Oszczypk¹ (1991) formacj¹ bystrzyck¹. W jej obrêbie przewa aj¹ twarde, ciemnoszare margle, czêsto krzemionkowe prze³awicaj¹ce siê ze œrednio³awicowymi piaskowcami glaukonitowymi. Rzadziej wystêpuj¹ tu cienkie wk³adki ³upków ilastych szarych. Mi¹ szoœæ formacji waha siê w granicach 350 500 m. Utwory formacji ³¹ckiej mog¹ te byæ dzielone na formacjê z Vyhylovki ( eleÿnikowsk¹) i formacjê bystrzyck¹ (Pivko, 2002; Oszczypko i in., 2005; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Na obszarze jednostki magurskiej w strefach krynickiej, bystrzyckiej i raczañskiej wystêpuj¹ piaskowce magurskie facji muskowitowej nale ¹ce do formacji magurskiej (Oszczypko, 1991). Reprezentowane s¹ przez przewa nie grubo³awicowe i drobnoziarniste piaskowce mikowe, zwykle wapniste. W po³udniowej czêœci obszaru wystêpuj¹ równie piaskowce zlepieñcowate oraz piaskowce glaukonitowe. Podrzêdnie w stosunku do piaskowców wystêpuj¹ ³upki. S¹ one ilaste lub margliste. Lokalnie mo na zaobserwowaæ kompleksy z³o one z ³upków i cienko³awicowych piaskowców (³upki œródmagurskie). W strefie krynickiej ich wiek okreœla siê na eocen œrodkowy oligocen, natomiast w strefach bystrzyckiej i raczañskiej na eocen wczesny oligocen. Mi¹ szoœæ formacji jest szacowana na 1300 2200 m (Œl¹czka i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). W strefie Siar w wy szym eocenie rozpoczê³a siê sedymentacja formacji makowskiej (Cieszkowski i in., 2006), dzielonej na trzy ogniwa. Ogniwo ³upków z Zembrzyc, o wieku œrodkowo póÿnoeoceñskim, reprezentuje najni sz¹ czêœæ formacji i jest wykszta³cone jako ³upki margliste oraz szare, niebieskawe i zielonawe margle. Wœród pakietów margli i ³upków wystêpuj¹ œrednio³awicowe piaskowce glaukonitowe o mi¹ szoœci dochodz¹cej do 400 m (Golonka, 1981; Cieszkowski i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Ogniwo piaskowców z W¹tkowej (póÿny eocen wczesny oligocen, piaskowce magurskie facji glaukonitowej) jest reprezentowane w strefie Siar przez piaskowce œrednio- i grubo³awicowe z obfitym glaukonitem, prze³awicane szarymi ³upkami. Mi¹ szoœæ ogniwa dochodzi do 1000 m (Golonka, 1981; Leszczyñski, Malata, 2002; Cieszkowski i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Basen przedmagurski. Pstre ³upki i margle wystêpuj¹ g³ównie w rejonie Rychwa³du, Istebnej i Koniakowa (Burtan, 1973). Reprezentowane s¹ przez czerwone i zielone ³upki ilaste i margliste, zawieraj¹ce mikrofaunê paleocenu, eocenu dolnego i œrodkowego. Odpowiadaj¹ pstrym ³upkom formacji z abowej. Ich mi¹ szoœæ wynosi oko³o 200 m. Zawieraj¹ wk³adki piaskowców zlepieñcowatych i zlepieñców (ogniwo zlepieñców grójeckich, zob. Wójcik i in., 1996) i olistolity wapieni ogniwa wapieni ³u añskich. Wed³ug nowszych badañ wapienie ³u añskie s¹ wieku oligoceñskiego i by³y deponowane w pozycji formacji menilitowej. Istniej¹ te przes³anki, e czêœæ utworów wystêpuj¹cych w rejonie ywca, Koniakowa i Istebnej, a zaliczanych do basenu przedmagurskiego, w tym zlepieñców grojeckich, nale y do sekwencji olistostromowych wystêpuj¹cych w formacji kroœnieñskiej basenu œl¹skiego (Cieszkowski i in., 2012a). Basen œl¹ski. Wy szy paleocen i eocen basenu œl¹skiego reprezentuj¹ pakiety (do piêciu) grubo³awicowych piaskowców turbidytowych i zlepieñców, znanych jako piaskowce ciê kowickie. Zaproponowano dla nich nazwê formacji ciê kowickiej (zob. Wójcik i in., 1996). Soczewki 28

piaskowców osi¹gaj¹ miejscami mi¹ szoœæ ponad 200 m, natomiast ca³a formacja osi¹ga 500 m mi¹ szoœci (Œl¹czka i in., 2006). Piaskowce s¹ prze³awicone czerwonymi i pstrymi ³upkami. Ku zachodowi pstre ³upki przewa aj¹, a piaskowce ciê kowickie staj¹ siê elementem drugorzêdnym. Wy sza czêœæ eocenu jest reprezentowana przez tzw. warstwy hieroglifowe, czyli kompleks zielonych ³upków prze³awicanych drobno- i œrednioziarnistymi, cienko- i œrednio³awicowymi zielonawymi piaskowcami z licznymi hieroglifami. Proponuje siê dla nich nazwê formacji z Pogorzan. Stratotyp znajduje siê w miejscowoœci Pogorzany ko³o Szczyrzyca, a profil referencyjny w miejscowoœci ¹czki Jagielloñskie ko³o Krosna (zob. Wójcik i in., 1996). W najwy szej czêœci tej formacji pojawia siê ogniwo ³upków z Lipia (miejscowoœæ nad Jeziorem Ro nowskim) z³o one z zielonych ³upków. Sedymentacjê osadów eocenu koñcz¹ margle globigerynowe, dla których proponuje siê nazwê formacja margli globigerinowych ze Znamirowic (miejscowoœæ nad Jeziorem Ro nowskim). Strefa podœl¹ska. W strefie podœl¹skiej utwory wy szego paleocenu i eocenu s¹ w³¹czane do formacji z Poznachowic, we wczesnym eocenie rozpoczê³a siê sedymentacja formacji z Lipowej cienko³awicowego fliszu, reprezentowanego przez ³upki zielono-br¹zowe prze³awicane cienko³awicowymi piaskowcami (warstwy z Lipowej sensu Nescieruk, 1998). Na zachodzie w ich sp¹gu znajduje siê kompleks grubo³awicowych piaskowców glaukonitowych ogniwo z Radziechowych wieku wczesnoeoceñskiego. Wystêpuj¹ tu te kompleksy margli z wk³adkami piaskowców grubo³awicowych, mikowych wyró niane jako piaskowce przysietnickie. Wieku eoceñskiego s¹ równie kompleksy marglisto-ilaste, o pstrym zabarwieniu, które zawieraj¹ mikrofaunê eocenu dolnego i œrodkowego. Sedymentacjê utworów eoceñskich, podobnie jak w strefie œl¹skiej, koñcz¹ margle globigerynowe (Œl¹czka i in., 2006). Basen skolsko-skibowy. W rejonie na pó³noc od Wadowic, w tzw. fliszu zewnêtrznym (zachodnie przed³u enie basenu skolskiego), pstre ³upki obocznie przechodz¹ w utwory formacji z Przybradza i s¹ wykszta³cone jako szare ³upki margliste prze³awicane drobnoziarnistymi piaskowcami glaukonitowymi. W ich obrêbie obecne s¹ wk³adki grubo³awicowych piaskowców i zlepieñców odpowiadaj¹ce piaskowcom ciê kowickim strefy œl¹skiej; te ostatnie wystêpuj¹ równie w rejonie Skawiny Mogilan. Oligocen miocen dolny (tab. 4) Od najwy szego eocenu funkcjonowa³y dwa baseny: resztkowy basen magurski, który stopniowo nabiera³ charakteru basenu niesionego (piggy-back) oraz basen kroœnieñski, rozwiniêty w pó³nocnej czêœci pryzmy akrecyjnej. Basen magurski. W obrêbie formacji makowskiej w pó³nocnej, brze nej strefie Siar p³aszczowiny magurskiej wystêpuje oligoceñskie ogniwo ³upków budzowskich. Ich wykszta³cenie litologiczne przypomina utwory ogniwa ³upków zembrzyckich. Dominuj¹ tu ³upki margliste i ilaste, prze³awicane glaukonitowymi piaskowcami œrednio³awicowymi, lokalnie z wk³adkami rogowców. W strefach raczañskiej, bystrzyckiej i krynickiej trwa³a sedymentacja piaskowców formacji magurskiej. W po³udniowej strefie jednostki magurskiej, w rejonie Leluchowa (Birkenmajer, Oszczypko 1989) oraz na pó³nocnym Podhalu i Orawie (Cieszkowski, Olszewska, 1986), zgodnie na formacji magurskiej wystêpuj¹ oligoceñskie utwory formacji malcowskiej, 29

Oligoceñsko-dolnomioceñska litostratygrafia basenów Karpat zewnêtrznych na badanym obszarze Oligocene Lower Miocene lithostratigraphy of the Outer Carpathian basins within the investigated area Tabela 4 wykszta³cone jako cienko- i œrednio³awicowe, drobno- œrednio- i gruboziarniste piaskowce muskowitowe o barwie szarej i niebieskoszarej, przewarstwione szarymi ³upkami marglistymi. W formacji malcowskiej na Podhalu i Orawie (oligocen najni szy miocen) w cienko- i œrednio³awicowym fliszu wystêpuj¹ prze³awicenia margli typu ³¹ckiego oraz soczewkowate kompleksy piaskowców magurskich. Ostatnie badania wskazuj¹, e wiek tej formacji mo e siêgaæ do miocenu dolnego. Najm³odsze utwory serii magurskiej reprezentuj¹ miocen dolny, a na pó³nocnym Podhalu mog¹ siêgaæ nawet do miocenu œrodkowego. S¹ to formacja ze Starego Bystrego reprezentowana przez grubo³awicowe, miêkkie margle oraz ³upki margliste z wk³adkami piaskowców, w tym tak e piaskowców o litotypie piaskowca magurskiego, oraz maj¹ca molasowy charakter formacja z Kopaczysk (przysió³ek Zaskale k. Nowego Targu) z³o ona z rozsypliwych piaskowców, mu³owców oraz miêkkich marglistych i ilastych ³upków (Cieszkowski, 1992; Cieszkowski i in., 2009). W rejonie Nowego S¹cza wystêpuje formacja z Zawady, reprezentowana przez margliste ³upki z wk³adkami piaskowców. Najm³odsze osady powsta³y w czasie, kiedy resztkowy basen magurski sta³ siê basenem niesionym zajmuj¹cym wy sz¹, wewnêtrzn¹ czêœæ pryzmy akrecyjnej (Birkenmajer, Oszczypko, 1989; Cieszkowski, 1992; Œl¹czka i in., 2006; Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Basen kroœnieñski. Utwory zaliczane do formacji menilitowej z Rudawki Rymanowskiej (Picha i in., 2006) w jednostce œl¹skiej wystêpuj¹ na po³udniowych stokach Beskidu Œl¹skiego i Ma³ego oraz w rejonie Skawiec, Kalwarii i Myœlenic, w jednostce podœl¹skiej i skolskiej g³ównie w rejonie na pó³noc od Andrychowa i Wadowic, w jednostce przedmagurskiej w rejonie Rychwa³du, Kamesznicy i Koniakowa. Zosta³y zdeponowane na formacji hieroglifowej b¹dÿ na 30

³upkach pstrych. W sp¹gu formacji menilitowej lokalnie s¹ wykszta³cone pakiety warstwowanych, jasnych wapieni marglistych formacja margli globigerinowych. Formacja menilitowa o mi¹ szoœci do 100 m to bitumiczne ³upki barwy czekoladowobrunatnej lub czarnej, zawieraj¹ce w swej ni szej czêœci warstwy brunatnych rogowców. Ich wiek okreœla siê jako wczesny oligocen (Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007). Ogniwo margli z Barutki margle lub ³upki margliste mikowe, popielate lub czarne, czêsto z ³uskami ryb i ze sferosyderytami stanowi¹ przejœcie miêdzy formacj¹ menilitow¹ a kroœnieñsk¹. Wystêpuj¹ w rejonie Rychwa³du i Pewli Œlemieñskiej ko³o ywca, ich wiek okreœla siê na oligocen. Mi¹ szoœæ ich wynosi kilkadziesi¹t metrów. Oligoceñska formacja kroœnieñska (Picha i in., 2006) jednostki œl¹skiej wystêpuje w rejonie ywca, na po³udniowych stokach Beskidu Œl¹skiego i Ma³ego, w rejonie Skawiec, Kalwarii i Myœlenic, w jednostce podœl¹skiej i skolskiej w rejonie na pó³noc od Andrychowa i Wadowic, w jednostce przedmagurskiej w rejonie Koniakowa Kamesznicy Wêgierskiej Górki oraz w rejonie Rychwa³du. Stanowi najm³odsze ogniwo znane z basenu kroœnieñskiego. Utwory tej formacji s¹ wykszta³cone jako szare piaskowce muskowitowe i ³upki margliste. Dominuj¹ piaskowce cienko³awicowe i drobnoziarniste, piaskowce grubo³awicowe spotyka siê g³ównie w dolnej czêœci warstw. Mi¹ szoœæ warstw kroœnieñskich wynosi oko³o 1000 m. W wewnêtrznej czêœci p³aszczowiny œl¹skiej, najczêœciej przed czo³em nasuniêcia magurskiego, w formacji kroœnieñskiej wystêpuj¹ czêsto olistolity, a nawet poziomy utworów o charakterze olistostromowym (Cieszkowski i in., 2009, 2012a). W proponowanej przez tych autorów koncepcji czêœæ kredowych i paleogeñskich utworów maj¹cych reprezentowaæ jednostkê przedmagursk¹ rejonu ywca Koniakowa i jednostki Michalczowej (strefa przedmagurska) to w istocie utwory olistostromowe w wy szej czêœci formacji kroœnieñskiej serii œl¹skiej. Odpowiada³yby one czêœciowo olistostromowej formacji gorlickiej (warstwy gorlickie) opisanej przez Jankowskiego (2007) poza obszarem badañ, a wiekowo siêgaj¹cej do wczesnego miocenu. STRATYGRAFIA SEKWENCYJNA Stratygrafia sekwencyjna jest nowoczesn¹ metod¹ maj¹c¹ na celu analizê systemów depozycyjnych basenów sedymentacyjnych. W basenach Karpat zewnêtrznych w Polsce i na Ukrainie dotychczas by³a stosowana w ograniczonym zakresie (Baszkiewicz i in., 2001; Kopciowski, Olszewska, 2004; Golonka i in., 2008a). Zmiany wzglêdnego poziomu morza Karpat zewnêtrznych nie mog¹ byæ odtworzone na podstawie metody klasycznej, czyli na œledzeniu œcie ek migracji facji linii brzegowej. Wyznaczenie pozycji wzglêdnego poziomu mo na w pewnym przybli eniu oprzeæ na litologii osadów sto kowych, jak równie w pewnych przypadkach na granicach jednostek litostratygraficznych. Ta ostatnia metoda mo e siê najlepiej sprawdziæ przy analizie osadów powsta³ych w syn- i postryftowym etapach rozwoju basenów karpackich, czyli w póÿnej jurze i we wczesnej kredzie (zob. Golonka i in., 2008a). Z pewnym przybli eniem równie punktowo i wielopunktowo zasilany g³êbokomorski sto ek o charakterze mu³owym bêdzie w niektórych przypadkach œwiadczyæ o niskim poziomie morza, a obecnoœæ utworów fartuchowych o dominuj¹cym udziale frakcji psamitowych i psefitowych mo e wskazywaæ na zmniejszanie siê g³êbokoœci morza. Litostratygraficzne jednostki formalne górnej jury i dolnej kredy wyj¹tkowo dobrze koreluj¹ siê z globalnym schematem przedzia³ów wiekowych opartych na stratygrafii sekwencyjnej (Golonka, Kiessling, 2002). Przedzia³y te zosta³y u yte do gromadzenia danych litostratygra- 31

ficznych na potrzeby generowania map paleolitofacjalnych w skali globalnej i megaregionalnej (Golonka, 2002, 2007), w szczególnoœci danych dotycz¹cych raf (Kiessling i in., 1999). Jest mo - liwe równie przyporz¹dkowanie jednostek litostratygraficznych kredy górnej, paleogenu i neogenu przedzia³om wiekowym opartym na stratygrafii sekwencyjnej (Golonka, Kiessling, 2002). Formacja wêdryñska odpowiada przedzia³owi wiekowemu 21 supersekwencji dolna Zuni II, formacja wapieni cieszyñskich przedzia³owi wiekowemu 22 supersekwencji dolna Zuni III. Niezgodnoœæ œródwalan yñska ma charakter globalny, zaznacza siê te doskonale na przedgórzu Karpat, gdzie zakoñczy³a siê sedymentacja utworów jurajsko-dolnokredowych i rozpoczê³o d³ugotrwa³e wynurzenie (Golonka i in., 2008a). W Karpatach zewnêtrznych zakoñczy³a siê wtedy sedymentacja turbidytów wêglanowych. Formacja grodziska w Polsce i rachowska na Ukrainie powstawa³y w przedziale wiekowym 23, czyli supersekwencji górna Zuni I reprezentuj¹cej póÿny walan yn wczesny apt (Golonka, Kiessling, 2002). Formacje wierzowska i lgocka osadza³y siê w przedziale wiekowym 24, czyli supersekwencji górna Zuni II. TEKTONIKA Karpaty zewnêtrzne s¹ zbudowane g³ównie z silnie sfa³dowanych osadów fliszowych, o wieku od jury górnej do neogenu, które tworz¹ szereg p³aszczowin, wzajemnie na siebie ponasuwanych i ³¹cznie nasuniêtych ku pó³nocy na swoje przedpole, którym jest platforma pó³nocnoeuropejska. Amplituda nasuniêcia jest szacowana przynajmniej na odleg³oœæ 60 100 km. Na po³udniowym zachodzie p³aszczowiny Karpat zewnêtrznych granicz¹ z pieniñskim pasem ska³kowym. Platforma pó³nocnoeuropejska W obrêbie platformy wyró nia siê trzon zbudowany ze sfa³dowanych i zmetamorfizowanych ska³ proterozoicznych, wendyjskich oraz wczesnopaleozoicznych. Na nim zalega pokrywa ska³ osadowych, wœród których wystêpuj¹ sekwencje paleozoiczne, mezozoiczne i neogeñskie (Oszczypko i in., 2006). W obrêbie pod³o a krystalicznego na terenie Polski wyró nia siê dwa elementy Brunovistulicum i blok Ma³opolski. Oddzielone s¹ one od siebie stref¹ tektoniczn¹ bêd¹c¹ przed³u eniem strefy Kraków Lubliniec ( aba, 1999). Elementy te przed³u aj¹ siê równie na teren Ukrainy. Pod³o e krystaliczne obni a siê w kierunku po³udniowym i po³udniowo- -wschodnim, od kilkuset metrów na zachodzie do wielu kilometrów na po³udniowym wschodzie. Otwór wiertniczy Szewczenkowo 1 na Ukrainie, po³o ony 16 km od brzegu nasuniêcia karpackiego, nie przebi³ nasuniêtych utworów fliszowych na g³êbokoœci 7520 m. Wed³ug Oszczypki (2006) strop pod³o a Karpat obni a siê w kierunku po³udniowym do 15 20 km, po czym znowu siê podnosi do 8 10 km. Wed³ug Ry³ki i Tomasia (2005) strop pod³o a na Ukrainie w rejonie Prze³êczy Tatarskiej pomiêdzy Worocht¹ a Rachowem znajduje siê na g³êbokoœci 24 km. Depresja w pod³o u przed³u a siê na Ukrainie w kierunku po³udniowo-zachodnim, gdzie strop pod³o a wynosi oko³o 22 km w rejonie Majdanu i 20 km w rejonie U oka. Pod³o e jest przeciête szeregiem dyslokacji dziel¹cych je na oddzielne bloki (Ry³ko, Tomaœ, 2005). Granica pomiêdzy p³aszczem a skorup¹ (Moho) zosta³a rozpoznana g³êbokimi sondowaniami sejsmicznymi (Guterch, Grad, 2001; Grad i in., 2006; Janik i in., 2009). G³êbokoœæ ta waha siê od 30 40 km na brzegu Karpat w ich centralnej czêœci do 50 km na po³udnie od Nowego S¹cza, wzrastaj¹c w kierunku pieniñskiego pasa ska³kowego do 36 37 km. 32

Karpaty zewnêtrzne W zachodnich Karpatach zewnêtrznych w Polsce wyró nia siê od po³udnia kolejno p³aszczowiny: magursk¹, grupê p³aszczowin przedmagurskich, dukielsk¹, œl¹sk¹, podœl¹sk¹ i skolsko- -skibow¹. P³aszczowina magurska P³aszczowina magurska jest najwiêksz¹ jednostk¹ tektoniczn¹ w Karpatach zachodnich (fig. 1, 2). Po³udniowa granica p³aszczowiny magurskiej w rejonie Ma³ych Pienin w Polsce ma charakter uskoku przesuwczego i struktury kwiatowej, czêœæ osadów basenu magurskiego wchodzi w sk³ad struktury tektonicznej pieniñskiego pasa ska³kowego (Birkenmajer, 1986; Golonka, 2007). Ku pó³nocy p³aszczowina magurska jest nasuniêta na p³aszczowiny przedmagursk¹, dukielsk¹ lub bezpoœrednio na p³aszczowinê œl¹sk¹. Wielkoœæ nasuniêcia dochodzi do 50 km. Utwory p³aszczowin przedmagurskich pokazuj¹ siê na powierzchni w postaci tak zwanych okien tektonicznych. Okna te reprezentuj¹ nasuniêcia pozasekwencyjne (out-of-sequence thrust) zwi¹zane z g³ównymi strefami uskoków przecinaj¹cych zarówno pod³o e, jak i allochtoniczne p³aszczowiny fliszowe. Pó³nocny brzeg p³aszczowiny ma charakter erozyjny (Golonka, 2007). W zachodniej czêœci obszaru, w obrêbie p³aszczowiny magurskiej, mo na wyró niæ kilka jednostek tektonicznych ni szego rzêdu. Najbardziej zewnêtrzn¹ jest jednostka Siar, na ni¹ jest nasuniêta jednostka raczañska, na któr¹ z kolei nasuwa siê jednostka bystrzycka, a na ni¹ jednostka krynicka (Golonka, 2007). Grupa p³aszczowin przedmagurskich Grupa p³aszczowin przedmagurskich (Ksi¹ kiewicz, 1977b; Golonka, 1981; Cieszkowski, 2001; Golonka i in., 2005; Œl¹czka i in., 2006) ci¹gnie siê w¹skim pasem od rejonu Istebnej i Koniakowa przez rejon Milówki, Wêgiersk¹ Górkê, ywiec ku po³udniowemu zboczu Beskidu Ma³ego w okolicy Gilowic, gdzie zanika (fig. 1, 2). Jest to strefa zbudowana z p³aszczowin, w których sk³ad wchodz¹ elementy litostratygraficzne magurskie i œl¹skie. P³aszczowina przedmagurska pó³nocna zawiera zarówno elementy magurskie, jak i œl¹skie kredê reprezentuje formacja z Jaworzynki, oligocen formacja menilitowa z Rudawki Rymanowskiej i formacja kroœnieñska. P³aszczowina przedmagurska po³udniowa ma sk³ad zbli ony do serii magurskiej. W budowie jednostki przedmagurskiej dominuj¹ silnie z³uskowane fa³dy nachylone ku pó³nocy, sprasowane miêdzy jednostk¹ magursk¹ a piaskowcowymi seriami Beskidu Œl¹skiego i Ma³ego jednostki œl¹skiej. Paul i in. (1996) ³¹cz¹ p³aszczowinê przedmagursk¹ po³udniow¹ z wystêpuj¹c¹ na wschodzie w oknach tektonicznych jednostk¹ grybowsk¹, zaœ p³aszczowinê przedmagursk¹ z przeddukielsk¹. Po³¹czenia tektoniczne tych jednostek s¹ jednak niejasne i spekulacyjne. Przy obecnym stanie wiedzy lepiej pozostawiæ tradycyjne lokalne nazwy i pos³ugiwaæ siê szerokim pojêciem grupa p³aszczowin przedmagurskich. Do tej grupy nale y zaliczyæ równie utwory znane z otworów wiertniczych, np. Obidowa IG 1, Chabówka 1, S³opnice 1 i 20, czy z okien tektonicznych, m.in. Mszany Dolnej lub Klêczan Limanowej (Cieszkowski i in., 1981a, b, 2006; Cieszkowski, 1985, 1992, 2001; Golonka, 2007; Œl¹czka i in., 2006 i cytowana tam literatura). Czeœæ z nich zaliczono do jednostki Obidowej S³opnic (Cieszkowski i in., 1981a, b), która jest najprawdopodobniej zachodnim przed³u eniem jednostki dukielskiej rozprzestrzenionym pod nasuniê- 33

ciem p³aszczowiny magurskiej (Cieszkowski, 2001). Profil jej gónokredowych i paleogenskich utworów stwierdzony w otworach wiertniczych ma oko³o 3000 m mi¹zszoœci, a szacowany na podstawie profili sejsmicznych i magnetotellurycznych mo e wynosiæ ponad 4000 m. Jak wspomniano wy ej, utwory p³aszczowin przedmagurskich tworz¹ czêœciowo nasuniêcia pozasekwencyjne zwi¹zane z diapirowym wypychaniem ich stosunkowo ma³o kompetentnych utworów ku górze w strefie regionalnych uskoków (Golonka, 2007). P³aszczowina œl¹ska P³aszczowina œl¹ska jest nasuniêta na p³aszczowiny podœl¹sk¹ i skolsko-skibow¹. Wielkoœæ nasuniêcia dochodzi do 40 km (fig. 1, 2). Wspomniana poprzednio poprzeczna transkarpacka dyslokacja na linii Skawy dzieli p³aszczowinê œl¹sk¹ na dwa odcinki. Po obu stronach systemu dyslokacji wzd³u rzeki Skawy widaæ nie tylko zmianê stylu tektonicznego, ale tak e zmianê kierunków g³ównych karpackich struktur fa³dowych (Cieszkowski i in., 2006). Orientacja ta zmienia siê z W E na wschód od Skawy na WSW ENE na zachód od tej rzeki. Wzd³u systemu dyslokacyjnego Skawy nastêpuje w jego wschodnim skrzydle przemieszczenie mas p³aszczowiny œl¹skiej ku pó³nocy. Skutkiem tego przemieszczenia brzeg p³aszczowiny œl¹skiej na zachód od Skawy jest cofniêty ku po³udniowi o oko³o 10 km wzglêdem jego pozycji na wschód od tej rzeki (por. Ksi¹ kiewicz, 1977a, b; Cieszkowski i in., 2006; Golonka, 2007). Na wschód od Skawy wyodrêbniaj¹ siê tu dwie jednostki tektoniczne: górna kra Pogórza Lanckoroñskiego i dolna (Ksi¹ kiewicz, 1977a, b; Golonka, 1981, 2007). Jednostka górna, zwê- aj¹c siê, wychodzi na powierzchniê ko³o Myœlenic i nigdzie dalej na wschodzie nie znaleziono jej odpowiednika. Dolna natomiast ci¹gnie siê dalej na wschód i stanowi g³ówny pieñ p³aszczowiny. Nasuniêcie biegnie wzd³u linii Wadowice Kalwaria Myœlenice. Obie jednostki maj¹ budowê synklinaln¹. W j¹drach synklin jednostki dolnej wystêpuj¹ warstwy istebniañskie. Strefa Pogórza Lanckoroñskiego jest reprezentowana w g³ównej mierze przez powierzchniowe wyst¹pienia warstw kroœnieñskich. Warstwy te s¹ sfa³dowane, przy czym nachylenia warstw w skrzyd³ach fa³dów wahaj¹ siê najczêœciej w przedziale 15 35, a tak e odk³ute i nasuniête na starsze jednostki litostratygraficzne p³aszczowiny œl¹skiej (Cieszkowski i in., 2006). W strefie Pogórza Lanckoroñskiego wyró niaj¹ siê dwa znaczniejsze uskoki o orientacji N S. Brzeg nasuniêcia utworów kroœnieñskich wzd³u uskoku Kleczy Dolnej êkawicy D¹brówki jest w jego wschodnim skrzydle przesuniêty ku N o 8 9 km (Golonka, 2007). Zachodni odcinek p³aszczowiny œl¹skiej charakteryzuje siê dobrze rozwiniêtym ogniwem piaskowców godulskich. W rejonie tym nast¹pi³o dysharmonijne zró nicowanie siê p³aszczowiny œl¹skiej na dwie subp³aszczowiny cieszyñsk¹ i godulsk¹, przy czym granica miêdzy nimi nie jest na tym obszarze zbyt silnie zaznaczona. Subp³aszczowina cieszyñska, zbudowana g³ównie z jurajsko-neokomskich warstw cieszyñskich, charakteryzuj¹cych siê du ym udzia³em ³upków, tworzy kilka drobnych siode³ widocznych miêdzy Cieszynem a Por¹bk¹. Subp³aszczowina godulska jest zbudowana z formacji o przewadze piaskowców. Dzieli siê na dwa bloki rozdzielone uskokiem blok Beskidu Œl¹skiego i Beskidu Ma³ego. S¹ to monoklinalnie zapadaj¹ce ku po³udniowi bry³y o podniesionym pó³nocnym brzegu, ze s³abo zaznaczonymi w kredzie pod³u nymi sfa³dowaniami. P³aszczowina œl¹ska jest porozrywana. Na po³udnie od Beskidu Œl¹skiego graniczy ona z jednostk¹ przedmagursk¹, na po³udnie od Beskidu Ma³ego z p³aszczowin¹ magursk¹. W rejonie 34

ywca znajduje siê okno tektoniczne, w którym spod subp³aszczowiny godulskiej ukazuje siê subp³aszczowina cieszyñska, a spod niej p³aszczowina podœl¹ska. Liczne okna tektoniczne z p³aszczowin¹ podœl¹sk¹ znajduj¹ siê w rejonie Lanckorona Myœlenice, p³aszczowina podœl¹ska kontaktuje siê tu czêsto wprost z p³aszczowin¹ magursk¹. Podobny obraz zaznacza siê w budowie wg³êbnej: czêsto brak p³aszczowiny œl¹skiej, a p³aszczowina magurska le y wprost na podœl¹skiej. U brzegu p³aszczowiny œl¹skiej, w rejonie Andrychowa, wystêpuje kilka bloków z³o onych ze ska³ krystalicznych, wapieni jurajskich, senoñskich i paleogeñskich. Utwory te by³y nazywane ska³kami andrychowskimi (Ksi¹ kiewicz, 1951). Uwa ane by³y za porwaki tektoniczne oderwane od pod³o a przez p³aszczowinê œl¹sk¹ (Ksi¹ kiewicz, 1977b; Golonka, 1981, 2007). Wspó³czeœnie uwa a siê je za olistolity w obrêbie fliszu p³aszczowiny œl¹skiej (Œl¹czka, Kaminski, 1998; Golonka i in., 2005; Cieszkowki i in., 2009, 2011, 2012a, b). P³aszczowina podœl¹ska P³aszczowina podœl¹ska stanowi najni sz¹ jednostkê strukturaln¹ Karpat fliszowych na wiêkszej czêœci omawianego obszaru i le y bezpoœrednio na ska³ach mioceñskich lub przedgórza Karpat (fig. 1, 2). Wystêpuje w postaci porozrywanych strzêpów i p³atów pojawiaj¹cych siê u brzegu p³aszczowiny œl¹skiej na pó³noc od Cieszyna, Ustronia, Bielska-Bia³ej, w rejonie Kêty Wadowice, jak równie w rejonie Skawiny (Golonka, 1981, 2007; ytko i in., 1989). P³aszczowina podœl¹ska sk³ada siê tu z kilku nasuniêtych na siebie ku pó³nocy, z³uskowanych fa³dów. Po³udniowy pas wyst¹pieñ p³aszczowiny podœl¹skiej ci¹gnie siê w po³udniowej czêœci p³aszczowiny œl¹skiej, przebiegaj¹c lokalnie tu przed czo³em nasuniêcia p³aszczowiny magurskiej. Ukazuje siê ona w tektonicznym oknie ywieckim, a tak e w licznych oknach tektonicznych strefy lanckoroñsko- egociñskiej miêdzy Lanckoron¹ a Myœlenicami (Golonka, 1981, 2007). P³aszczowina podœl¹ska jest bardzo silnie tektonicznie zgnieciona i zaburzona, czego przyczyn¹ jest znaczny udzia³ w jej budowie utworów marglistych i ³upkowych. Niewielkie fragmenty z³uskowanych utworów p³aszczowiny podœl¹skiej wystêpuj¹ równie u czo³a p³aszczowiny œl¹skiej w rejonie na po³udnie od Bochni, Tarnowa i Dêbicy (fig. 1, 2). Na po³udnie od tego rejonu p³aszczowina podœl¹ska wystêpuje w oknach tektonicznych, wychodz¹c spod po³udniowej czêœci p³aszczowiny œl¹skiej. Niektóre z tych okien, na przyk³ad okno Wiœniowej, s¹ zwi¹zane z diapirowym wyciskaniem mniej kompetentnych utworów podœl¹skich w strefach wielkich uskoków przesuwczych (Golonka, 2007). P³aszczowina skolsko-skibowa P³aszczowina skolska w ujêciu ytki i in. (1989), Paula i in. (1996) oraz Ry³ki i Tomasia (2005) wystêpuje na pó³noc od Wadowic i Andrychowa, gdzie tworzy element ³uskowo nasuniêty na miocen zapadliska przedkarpackiego (Golonka, 2007) (fig. 1, 2). Ten element tektoniczny zawiera utwory basenowej i sk³onowej czêœci basenu skolskiego, jak równie podœl¹skiego obszaru sedymentacyjnego (zob. Golonka, Waœkowska-Oliwa, 2007), dlatego jest trudna do odró nienia od p³aszczowiny podœl¹skiej. Ksi¹ kiewicz (1951) opisa³ te utwory jako tzw. flisz zewnêtrzny i w³¹czy³ póÿniej do jednostki podœl¹skiej (Golonka, 2007). 35

EWOLUCJA GEOTEKTONICZNA PóŸny prekambr karbon Superkontynent Pannotia (Dalziel i in., 1994; Golonka, 2000, 2002) utworzy³ siê w póÿnym prekambrze i obj¹³ miêdzy innymi Gondwanê i Ba³tykê (Golonka, 2000, 2002). Wszystkie terany obszaru wokó³karpackiego nale a³y do tego superkontynentu (Golonka i in., 2006a, b). Po jego rozpadzie wiêkszoœæ z nich znajdowa³a siê w obrêbie wczesnopaleozoicznej Gondwany. Teran Brunovistulikum nale a³ prawdopodobnie do Kadomii (Finger i in., 2000; Golonka i in., 2006a, b). Subdukcja wzd³u centralnej krawêdzi Gondwany rozwinê³a siê w póÿnym kambrze ordowiku, powoduj¹c ryft teranów awaloñskich (Golonka, 2000, 2002; Golonka i in., 2006a, b). W sk³ad teranów awaloñskich wchodzi³y byæ mo e niektóre terany pod³o a Karpat Polski i Ukrainy. Pozycja Brunovistulicum i bloku Ma³opolskiego we wczesnym paleozoiku jest wci¹ przedmiotem dyskusji (Moczyd³owska, 1997; Kalvoda i in., 2003). Pod koniec ordowiku lub we wczesnym sylurze Awalonia z³¹czy³a siê prawdopodobnie z Ba³tyk¹ (Po aryski i in., 1982; Torsvik i in., 1996; Golonka i in., 2006a, b). Polska czêœæ Awalonii by³a po³¹czona z Ba³tyk¹ pod koniec ordowiku, wzd³u uskoku przesuwczego znanego jako linia Teisseyra-Tornquista (Dadlez i in., 1995). Ocean Rheicki uformowa³ siê pomiêdzy Gondwan¹ i Awaloni¹, a subdukcja o wergencji po³udniowej rozwinê³a siê wzd³u nowej krawêdzi Gondwany. Ska³y trzonu krystalicznego Karpat s¹ pozosta³oœciami p³yt, które oderwa³y siê od Gondwany i po³¹czy³y z Ba³tyk¹ jako czêœæ Awalonii (Gawêda, Golonka, 2011). Magmatyzm granitoidowy o wieku 370 340 Ma zaznaczy³ siê miêdzy innymi kolizj¹ miêdzy Gondwan¹ i Laurosj¹ (Gawêda, Golonka, 2011). Pod³o e wiêkszoœci p³yt obszaru wokó³karpackiego uformowa³o siê w okresie póÿnopaleozoicznych wydarzeñ kolizyjnych (Golonka i in., 2006a, b). Perm trias Karboñsko-wczesnopermski ryfting p³yt kimeryjskich (np. Sengör, Natalin, 1996; Dercourt i in., 1993; Golonka, Ford, 2000) oddzielaj¹cy te p³yty od Gondwany przeszed³ w permie w fazê dryftu, co zapocz¹tkowa³o powstanie oceanu Neotetydy. Ocean pratransylwañski oddziela³ blok Cisy (Tisa) od Mezji i platformy wschodnioeuropejskiej (Sãndulescu, 1988; Sãndulescu, Visarion, 2000). Mo liwe, e pó³nocno-zachodnia zatoka tego oceanu siêga³a na obszar pomiêdzy Karpatami wewnêtrznymi a platform¹ europejsk¹ (Golonka i in., 2000, 2003, 2006 a, b). Otoczaki pelagicznego triasu (Soták i in., 2000; Birkenmajer, 1988; Birkenmajer i in., 1990) mog³y pochodziæ z osadów tej zatoki. Wed³ug Rakúsa i in. (1998) dwa oceany znajdowa³y siê na po³udnie od p³yty Karpat wewnêtrznych. Jeden z nich otworzy³ siê w triasie, a zamkn¹³ w póÿnym triasie w trakcie kolizji wczesnokimeryjskiej (fig. 3). Drugi, reprezentowany przez sekwencje znane z kla- Fig. 3. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w póÿnym triasie, pozycja p³yt litosfery 225 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) Objaœnienia skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Late Triassic, plates position at 225 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) For explanations of abreviations see page 38 36

37

sycznego profilu Meliaty w po³udniowej S³owacji, otworzy³ siê podczas jury wczesnej œrodkowej jako basen za³ukowy, który z kolei zosta³ zamkniêty w póÿnej jurze (Krs i in., 1996). Jura kreda W wyniku rozpadu Pangei w jurze (fig. 4) powsta³a Tetyda alpejska (Neotetyda), stanowi¹ca przed³u enie systemu centralnego Atlantyku (np. Golonka, 2000; Golonka, Krobicki, 2004; Golonka i in., 2006a, b). W jej sk³ad wchodzi³y oceany Liguryjski, Penninicum i basen megapieniñski. Datowanie metodami izotopowymi rozpoczêcia oceanicznego spredingu w Tetydzie alpejskiej wskazuje na bajos (Bill i in., 2001), co jest zgodne z czasem przypuszczalnego otwarcia Tetydy alpejskiej (Golonka, Krobicki, 2004; Golonka i in., 2006a, b). Basen megapieniñski o orientacji SW NE (zob. dyskusja w Golonka, Krobicki, 2001, 2004; Golonka i in., 2003) by³ OBJAŒNIENIA DO FIGUR 3 14 An Andrychów, Andrychov Klippe Ap Apuseni Bl basen ba³kañski, Balkan Basin Br Brianconnais, Brianconnais Ridge CF zapadlisko przedkarpackie, Carpathian Foredeep Cr grzbiet czorsztyñski, Czorsztyn Ridge Du basen dukielski, Dukla Basin EA Alpy Wschodnie, Eastern Alps Gs basen Gresten, Gresten Basin Hv szelf helwecki, Helvetic shelf IC Karpaty wewnêtrzne, Inner Carpathians In Inacovce-Kricevo, Inacovce-Kricevo zone Kl basen Klapa, Klapa Basin Kr Kruhel, Kruhel Klippe Li Ocean Liguryjski, Ligurian Ocean MB basen molasowy, Molasse Basin Me ocean Meliata/Halstatt, Meliata/Halstatt Ocean Mg basen magurski, Magura Basin Mn basen maniñski, Manin Basin Mo Mezja, Moesia plate Mr masyw marmaroski, Marmarosh Basin NP ocean pó³nocnopeniñski, North Pennic Ocean PB basen panoñski, Pannonian Basin PH basen wewnêtrznokarpacki (podhalañski), Inner Carpathian (Podhale) Basin PKB pieniñski pas ska³kowy, Pieniny Klippen Balt Pm basen przedmagurski, Fore-Magura Basin Pn Penninic, Pennic Ocean Ps basen i grzbiet podœl¹ski, Sub-Silesian Ridge and slope zones Ra basen Rakhiv, Rakhiv Basin RD basen renodunajski, Rheno Danubian Rh Rodopy, Rhodopes SC kordyliera œl¹ska, Silesian Ridge (Cordilliera) Si basen œl¹ski, Silesian Basin Sk basen skolski, Skole Basin Sn basen Sinaia, Sinaia Basen SP ocean po³udniowopeniñski, South Pennin Ocean St Štramberk, Stramberk Klippe Sz basen Szolnok, Szolnok Basin Tc basen Tarcãu, Tarcãu Basin Ti P³yta Cisy, Tisa Plate Tl basen Teleajen, Teleajen Basin Tr ocean transylwañski, Transilvanian Basin Tu Taurus, Taurus plate UM Umbria-Marche Va ocean Vardar, Vardar Ocean 38

podzielony na baseny pó³nocno-zachodni i po³udniowo-wschodni przez œródoceaniczny grzbiet czorsztyñski (patrz wy ej, fig. 5 8). Basen po³udniowo-wschodni jest znany jako basen pieniñskiego pasa ska³kowego, pó³nocno-zachodni zaœ jako basen magurski (Golonka, Sikora, 1981; Birkenmajer, 1986; Golonka i in., 2000, 2003; Golonka, Krobicki, 2004). Paleogeograficzny zasiêg basenu magurskiego jest spraw¹ enigmatyczn¹ i spekulacyjn¹ (Golonka i in., 2006a, b). Pojawienie siê grzbietu czorsztyñskiego, który nie istnia³ jako jednostka paleogeograficzna przed bajosem (patrz wy ej), poprzedzi³y ruchy tektoniczne w toarku i aalenie (np. Aubrecht i in., 1997) (fig. 5). Wynurzenie siê grzbietu by³o zwi¹zane z postryftow¹ faz¹ ewolucji basenu ( Golonka i in., 2005; Krobicki i in., 2006). Sedymentacja m³odszych wapieni bulastych typu Ammonitico Rosso by³a rezultatem mezokimeryjskich ruchów pionowych, które pogr¹ y³y grzbiet czorsztyñski i wytworzy³y tektonicznie zró nicowane bloki, dajki neptuniczne i brekcje sk³onowe (np. Birken- Fig. 4. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego we wczesnej jurze (pliensbach), pozycja p³yt litosfery 195 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) Objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Early Jurassic (Pliensbachian), plates position at 195 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified). For explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 39

Fig. 5. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w œrodkowej jurze (baton kelowej), pozycja p³yt litosfery 166 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) PKB basen pieniñskiego pasa ska³kowego, Si przysz³y basen œl¹ski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Middle Jurassic (Bathonian Callovian), plates position at 166 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified). PKB Pieniny Klippen Belt Basin, Si future site of Silesian Basin; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 majer, 1986; Krobicki, 1996; Aubrecht i in., 1997; Wierzbowski i in., 1999; Aubrecht, Túnyi 2001; Golonka i in., 2003; Krobicki i in., 2003; Krobicki, 2009, z literatur¹ tam cytowan¹). Subdukcja oceanu Meliata Halstatt i kolizje na obszarze karpacko-alpejskim zakoñczy³y siê pod koniec jury (Froitzheim i in., 1996; Dallmeyer i in., 1996; Ková i in., 1998; Plašienka, 1999). By³o to zwi¹zane ze wstrzymaniem spredingu w Tetydzie alpejskiej i rozwiniêciem intensywnych ruchów tektonicznych. Utworzy³o siê wiele rowów i zrêbów, odnawi³y siê niektóre starsze eoi mezokimeryjskie uskoki (Krobicki, 1996; Golonka i in., 2003; Golonka, Krobicki, 2004). Rozwin¹³ siê ryft Karpat zewnêtrznych (basen seweryñsko-mo³dawidzki) wype³niony górnojurajsko-dolnokredowymi osadami fliszowymi (S³omka, 1986) i rozci¹gaj¹cy siê na teren Karpat 40

Fig. 6. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w póÿnej jurze, pozycja p³yt litosfery 155 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) PKB basen pieniñskiego pasa ska³kowego, Si basen œl¹ski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Late Jurassic, plates position at 155 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) PKB Pieniny Klippen Belt Basin, Si Silesian Basin; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 Wschodnich (rejon Sinaia lub czarnego fliszu ), jak równie na teren po³udniowokarpackiej strefy seweryñskiej (Sãndulescu, 1988; Golonka i in., 2006a, b). Wêglanowe platformy z rafami typu sztramberskiego rozwinê³y siê wzd³u krawêdzi basenu œl¹skiego. Grzbiet œl¹ski (Ksi¹ kiewicz, 1977a, b) oddziela³ basen œl¹ski od magurskiego w wyniku rozpadu platformy europejskiej na tym obszarze (Olszewska, Wieczorek, 2001). Subsydencji w basenie œl¹skim towarzyszy³y wylewy law zasadowych (cieszynity) w Karpatach Zachodnich (Narêbski, 1990) i zasadowe wulkanity w obrêbie czarnego fliszu w Karpatach ukraiñskich (Œl¹czka i in., 1999; Oszczypko i in., 2003, 2012, z cytowan¹ tam literatur¹). Jurajskie oddzielenie siê mikrop³yty bukowiñsko-getyckiej, w której sk³ad wchodzi³ masyw marmaroski (grzbiet getycko-marmaroski), od platformy europejskiej prawdopodobnie by³o zwi¹zane z powstaniem grzbietu œl¹skiego. Bezpoœrednie po³¹czenie 41

Fig. 7. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w póÿnej jurze wczesnej kredzie, pozycja p³yt litosfery 140 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) Bl ryft ba³kañski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during latest Late Jurassic Early Cretaceous, plates position at 140 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) Bl Balkan rift; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 tych jednostek niestety zosta³o zatarte przez wystêpowanie resztek oceanu transylwañskiego na obszarze wschodniego zakoñczenia pieniñskiego pasa ska³kowego. Resztki te s¹ znane jako jednostka Inacovce Krichevo na wschodniej S³owacji i Ukrainie (Soták i in., 2000). Na obszarze tym istnia³o po³¹czenie ró nych jednostek basenowych basenu megapieniñskiego, oceanu transylwañskiego i basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego (Golonka i in., 2006a, b). Ocean (basen) megapieniñski osi¹gn¹³ maksymaln¹ szerokoœæ w koñcu póÿnej jury (fig. 7) a jego spreding zosta³ wstrzymany. Zamykanie siê basenu megapieniñskiego by³o zwi¹zane z subdukcj¹ dokumentowan¹ miêdzy innymi przez górnojurajskie ³upki glaukofanowe (blueschists), znajdywane jako egzotyki (Faryad, 1997) w utworach górnokredowych. Nie jest wykluczone, e subdukcja o wergencji wschodnio-pó³nocnowschodniej wzd³u grzbietu œl¹skiego by³a prosto- 42

Fig. 8. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w apcie cenomanie, pozycja p³yt litosfery 112 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) Objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Aptian Cenomanian, plates position at 112 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) For explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 pad³a lub skoœna w stosunku do po³udniowowschodniej subdukcji wzd³u pó³nocnozachodniej krawêdzi Karpat wewnêtrznych i teranu Alp Wschodnich. Subdukcja wzd³u grzbietu œl¹skiego i teranu bukowiñsko-getyckiego jest powi¹zana z pó³nocn¹ subdukcj¹ istniej¹c¹ wzd³u pó³nocnej krawêdzi Neotetydy dalej ku wschodowi (Golonka i in., 2008b). Region Karpat zewnêtrznych wy³oni³ siê jako kombinacja obszarów oceanicznych (czêœæ basenu magurskiego), ryftowych i za³ukowych oddzielonych obszarami podniesionymi, czêœciowo kontynentalnymi (Golonka i in., 2006a, b). We wczesnej kredzie (fig. 7, 8) subdukcja by³a aktywna na po³udniowej krawêdzi basenu megapieniñskiego (Golonka i in., 2000; Golonka, Krobicki, 2004). Na obszarze alpejsko-karpackim baseny Karpat zewnêtrznych z czêœciowo skorup¹ oceaniczn¹ a czêœciowo ze œcienion¹ skorup¹ 43

Fig. 9. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w cenomanie turonie, pozycja p³yt litosfery 90 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) Tc basen Tarcãu, Tr basen transylwañski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Cenomanian Turonian, plates position at 90 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) Tc Tarcãu Basen,Tr Transilvanian foldbelt; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 kontynentaln¹ by³y w tym czasie otwarte. Rozszerzenie siê basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego jest zaznaczone przez pocz¹tek sedymentacji w obszarze basenów skolsko-skibowego i Tarcãu. Basen zewnêtrznokarpacki osi¹gn¹³ swoj¹ najwiêksz¹ szerokoœæ w hoterywie apcie. W póÿniejszej wczesnej kredzie (supersekwencja górna Zuni I) wiêksze obszary grzbietu uleg³y wynurzeniu. Rozpoczê³a siê intensywna dostawa materia³u klastyczno-terygenicznego do basenu (Eliáš i in., 2003). Wynurzenie to jest zwi¹zane z trendem o charakterze globalnym, jego pocz¹tek zaznacza niezgodnoœæ œródwalan yñska. W apcie (supersekwencja górna Zuni II) nast¹pi³o kolejne zanurzenie grzbietu, przez co zosta³a ograniczona dostawa materia³u klastycznego, powsta³y wtedy warunki anoksyczne w czasie osadzanie siê formacji wierzowskiej (Eliáš i in., 2003; Golonka i in., 2006a, b, 2008a, b, 2011). 44

W apcie albie w przysz³ej strefie alpejskiej pomiêdzy po³udniow¹ Europ¹ a pó³nocn¹ Afryk¹ i Arabi¹ (fig. 8) zachodzi³y z³o one zjawiska tektoniczne. Postêpuj¹ce zamykanie Tetydy alpejskiej by³o zwi¹zane z subdukcj¹ wzd³u jej po³udniowej krawêdzi. Konsumpcja oceanu prowadzi³a do rozwoju pryzmy akrecyjnej przed wêdruj¹cymi w kierunku pó³nocnym i pó³nocnozachodnim p³ytami Alp Wschodnich i Karpat wewnêtrznych. W albie synorogeniczny flisz rozwin¹³ siê w basenie magurskim (Golonka, Sikora, 1981). W Karpatach Wschodnich ruchy kompresyjne zaczê³y siê w apcie i albie. W ich wyniku wewnêtrzna czêœæ Karpat zosta³a sfa³dowana i ponasuwana. Na przedpolu przesuwaj¹cych siê p³aszczowin rozwinê³y siê gruboziarniste osady i olistostromy (Golonka i in., 2006a, b; Cieszkowski i in., 2009). Deformacje kompresyjne w Karpatach wewnêtrznych doprowadzi³y do rozwoju p³aszczowin. Ocean megapieniñski zwêzi³ siê wyraÿnie, podczas gdy baseny Karpat zewnêtrznych pozosta³y szeroko otwarte i po³¹czone z basenami szelfu europejskiego (fig. 8, 9). W cenomanie rozpocz¹³ siê okres powolnej i sta³ej sedymentacji we wszystkich basenach i powsta³y warunki utleniaj¹ce przerywane przez krótkie okresy anoksji (Bieda i in., 1963; Golonka i in., 2000). W najpó- Ÿniejszym albie i w cenomanie turonie (Bieda i in., 1963; Œl¹czka i in., 1999) Ÿród³a dostarczaj¹ce materia³u silikoklastycznego przesta³y byæ aktywne i rozpoczê³a siê jednolita sedymentacja pelagiczna w basenach Karpat zewnêtrznych. Osadza³y siê zielone ³upki radiolariowe z radiolarytami, a nastêpnie ³upki czerwone i margle. Na pocz¹tku tego okresu tempo sedymentacji wyraÿnie siê obni y³o do 4 6 m/mln lat a dno obni y³o siê do g³êbokoœci abysalnych (Œl¹czka i in., 1999; Golonka i in., 2006a, b). Basen seweryñsko-mo³dawidzki osi¹gn¹³ swoj¹ najwiêksz¹ szerokoœæ w hoterywie apcie. Wraz z rozszerzaniem siê basenu g³ównego podzieli³ siê on w póÿnej kredzie i paleogenie na kilka basenów cz¹stkowych. Te baseny, jak dukielski (wraz ze strefami porkuleck¹, czarnohorsk¹, grybowsk¹, przedmagursk¹, œl¹sk¹, skolsko-skibow¹), by³y lokalnie oddzielone wyniesieniami i wykazywa³y odrêbne cechy charakterystyczne (Golonka i in., 2006a, b). Paleogen W póÿnej kredzie najwczeœniejszym paleocenie zamkn¹³ siê basen pieniñskiego pasa ska³kowego (fig. 10) i nast¹pi³a kolizja Karpat wewnêtrznych z grzbietem czorsztyñskim (Birkenmajer, 1986; Winkler, Œl¹czka, 1994; Golonka i in., 2006a, b). Pryzma akrecyjna przekroczy³a grzbiet czorsztyñski i rozwinê³a siê w basenie magurskim (Oszczypko, 1998; Oszczypko i in., 2003). Wynikiem podnoszenia siê obszarów krawêdziowych by³a ogromna iloœæ materia³u klastycznego dostarczanego do basenów fliszowych oraz powstanie osuwisk podmorskich i olistolitów wzd³u po³udniowej krawêdzi basenu magurskiego, co wynika³o z podniesienia tej krawêdzi (Golonka i in., 2006a, b, Cieszkowski i in., 2009). W paleocenie eocenie (fig. 10, 11) trwa³o zamykanie Neotetydy i powstanie bloku ALCAPA przez z³¹czenie Alp Wschodnich, Karpat Wewnêtrznych oraz mniejszych p³yt, takich jak teran bukowiñsko-getycki (Decker, Peresson, 1996; Plašienka, Kovaè, 1999; Golonka i in., 2006a, b). Basen magurski uleg³ znacznemu zwê eniu na skutek ruchu p³yty ALCAPA ku pó³nocy (Oszczypko, 1998; Oszczypko i in., 2003). Pryzma akrecyjna tworzy³a siê stopniowo, co powodowa³o migracjê osi basenu ku pó³nocy. Drobnorytmiczny flisz przeszed³ w gruby kompleks turbidytów i fluksoturbidytów. Baseny dukielski, œl¹ski, podœl¹ski i skolsko-skibowy pozosta³y otwarte z sedymentacj¹ fliszow¹ skoncentrowan¹ w czêœciach po³udniowych (baseny dukielski i œl¹ski) oraz facjami pelagicznymi umiejscowionymi dalej ku pó³nocy (Golonka i in., 2006a, b). 45

Masyw Czeski Hv RD Gs EA Li MASTRYCHT-PALEOCEN Kraków Ps Sk Ps Sl Pm SC Du Du Mg In Ra Mr PKB Mn IC Ti Sz Tr Tc Tl Eurazja Mezja Bl Rh 65 Ma Morze Czarne Kampania Adria 0 200 km Tetyda Fig. 10. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w mastrychcie paleocenie, pozycja p³yt litosfery 65 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) Mn Manin, Sn Sinaia, Tr basen transylwañski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Maastrichtian Paleocene, plates position at 65 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) Mn Manin Basin, Sn Sinaia Basin, Tr Transilvanian foldbelt; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 W oligocenie (fig. 12) trwa³y kolizje pomiêdzy Afryk¹ i Eurazj¹. Dosz³o do kolizji Apulii, jak równie teranów alpejsko-karpackich z p³yt¹ europejsk¹ (Decker, Peresson, 1996). W Karpatach subdukcja poch³onê³a czêœæ basenu magurskiego (Oszczypko, 1998; Oszczypko i in., 2003). Po okresie fa³dowañ oligoceñskich p³aszczowina magurska zosta³a popchniêta ku pó³nocy i pokry³a resztki grzbietu œl¹skiego. W bardziej zewnêtrznych partiach basenu seweryñsko-mo³dawidzkiego (dukielski, œl¹ski, podœl¹ski, skolski) sedymentacja fliszowa trwa³a podczas oligocenu. Uformowa³ siê wtedy resztkowy basen z sedymentacj¹ bogatych w substancjê organiczn¹ ³upków menilitowych (Golonka i in., 2006a, b). 46

Fig. 11. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w eocenie (lutet barton), pozycja p³yt litosfery 45 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) PKB pieniñski pas ska³kowy, Tr basen transylwañski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Eocene (Lutetian Bartonian), plates position at 45 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) PKB Pieniny Klippen Belt, Tr Transilvanian foldbelt; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 Morze Paratetydy powsta³o w Europie i Azji Centralnej przed posuwaj¹cymi siê na pó³noc pasmami orogenicznymi (Dercourt i in., 1993). Geodynamiczna ewolucja basenów w paœmie alpejskim doprowadzi³a do przejœcia typu sedymentacji od fliszu do molasy (Golonka i in., 2006a, b). Neogen Na szat burdyga³ (egger wczesny karpat) przypad³a g³ówna faza orogenezy alpejskiej. Ruch ku wschodowi spowodowany naciskiem Sardynii i Korsyki na³o y³ siê na proces wschodniej lateralnej ekstruzji. Ta tak zwana tektonika ucieczki w stronê wolnych przestrzeni by³a kontrolowana przez uskoki przesuwcze dzia³aj¹ce jako uskoki ograniczaj¹ce pryzmy skorupowe przesuwaj¹ce 47

Fig. 12. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w oligocenie, pozycja p³yt litosfery 36 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) PH basen wewnêtrznokarpacki (podhalañski), PKB pieniñski pas ska³kowy, Tr basen transylwañski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Oligocene, plates position at 36 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) PH Inner Carpathian (Podhale) Basin, PKB Pieniny Klippen Belt, Tr Transilvanian foldbelt; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 siê ku wschodowi. Gêsta, regularna sieæ uskoków jest cech¹ charakterystyczn¹ dla Karpat. Sztywne uskoki, g³ównie przesuwcze wraz z innymi dynamicznymi granicami tektonicznymi pozwoli³y na wchodzenie indywidualnych oderwanych bloków w przysz³y obszar karpacki. Przy uskokach przesuwczych (Marko i in., 1991) powsta³y d³ugie bruzdy o kierunku wschód zachód przekszta³cone nastêpnie w baseny wype³nione przez utwory eggenburgu dolnego karpatu (fig. 13, 14) (Golonka i in., 2006a, b). Kolizja ALCAPY z p³yt¹ europejsk¹ prowadzi³a do rozwoju zewnêtrznej pryzmy akrecyjnej, uformowania siê szeregu p³aszczowin fliszowych i utworzenia zapadliska przedgórskiego (Kováè i in., 1993, 1998; Œl¹czka, 1996a, b; Golonka i in., 2006a, b). P³aszczowiny by³y odk³ute od swojego pierwotnego pod³o a i nasuniête na paleozoiczno-mezozoiczne osady platformy pó³nocno- 48

Fig. 13. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w miocenie (czat akwitan), pozycja p³yt litosfery 22 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) Bl ba³kañski pas fa³dowy, Tr basen transylwañski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Miocene (Chattian Aquitanian), plates position at 22 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) Bl Balkan foldbelt, Tr Transilvanian foldbelt; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 europejskiej pokryte czêœciowo przez utwory neogeñskie. Po okresie fa³dowañ póÿnooligoceñskich p³aszczowina magurska zosta³a nasuniêta na pó³noc w kierunku resztkowego fliszowego basenu, w którym trwa³a sedymentacja warstw kroœnieñskich (Oszczypko, 1998). We wczesnym burdygale brzeg p³aszczowiny magurskiej dotar³ do po³udniowej czêœci basenu œl¹skiego (Oszczypko, 1998) po czym nast¹pi³a stopniowa migracja osi subsydencji w kierunku pó³nocnym. Wyniki analizy sk³adu egzotykowego transgresywnie le ¹cych na kredowych utworach jednostki œl¹skiej mioceñskich utworów z Iwkowej o wieku baden sarmat sugeruj¹, e nasuwanie p³aszczowiny magurskiej na œl¹sk¹ zakoñczy³o siê w sarmacie (Cieszkowski, 1992; Cieszkowski i in., 1986). Œcieniona skorupa kontynentalna szcz¹tkowego basenu fliszowego zosta³a podsuniêta pod nasuwaj¹cy siê orogen karpacki. To podsuwanie siê by³o zwi¹zane ze œródburdygalskim fa³dowa- 49

Fig. 14. Mapa palinspastyczna z typowymi litofacjami obszaru wokó³karpackiego w œrodkowym miocenie, pozycja p³yt litosfery 14 mln lat temu (wg Golonki i in., 2006a, b, zmieniona) PH basen wewnêtrznokarpacki (podhalañski), PKB pieniñski pas ska³kowy, Tr basen transylwañski; pozosta³e objaœnienia symboli na figurze 3, skrótów na str. 38 Palaeoenvironment and lithofacies of the circum-carpathian area during Middle Miocene (Burdigalian Serravallian), plates position at 14 Ma (after Golonka et al., 2006a, b, modified) PH Inner Carpathian (Podhale) Basin, PKB Pieniny Klippen Belt, Tr Transilvanian foldbelt; for other explanations of symbols see Figure 3, abreviations page 38 niem i wyniesieniem Karpat zewnêtrznych. G³ówna faza formowania siê nasuniêæ Karpat Zachodnich zosta³a zakoñczona (Kováè i in., 1993, 1998; Œl¹czka, 1996a, b; Oszczypko, 1997). Karpaty w dalszym ci¹gu nasuwa³y siê na platformê eurazjatyck¹, powoduj¹c powstanie depresji fleksuralnej peryferycznego basenu przedgórskiego zwi¹zanego z przesuwaj¹cym siê brzegiem Karpat (np. Oszczypko, 1998). Brzeg nasuniêcia wci¹ migrowa³ ku wschodowi w rejon Karpat Wschodnich. Oddzielenie siê segmentu karpacko-panoñskiego od segmentu alpejskiego i jego przesuwanie siê ku pó³nocy by³o zwi¹zane z rozwojem dekstralnych uskoków przesuwczych o kierunku N S. Istniej¹ce uprzednio mioceñskie bruzdy zwi¹zane z uskokami przesuwczymi uleg³y rozcz³onkowaniu i ich oddzielne fragmenty by³y rotowane o oko³o 30 40 w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara (Kováè, Tunyi, 1995; Golonka i in., 2006a, b). 50