Basen pienińsko - magurski

Basen ten jest częścią Tetydy alpejskiej utworzonej w jurze w wyniku rozpadu superkontynentu Pangei (Golonka 2005; Golonka et al., 2006). Początkowo, wykształcony jako megabasen pieniński, w bajosie, na wskutek powstania grzbietu czorsztyńskiego uległ podzieleniu na dwie części. Północno - zachodnią część stanowił basen magurski, południowo – wschodnią zaś basen pieniński (Birkenmajer 1986; Golonka & Krobicki 2004).

Wczesne stadium sedymentacji w obrębię megabasenu pienińskiego jest słabo rozpoznane. Najstarsze utwory datowane na hetang – synemur zaliczane do facji gresteńskiej odnalezione zostały jedynie na Słowacji i Ukrainie. Najstarszymi utworami tego basenu występującymi w Polsce są czarne łupki ze sferosyderytami datowane na aalen. Kolejny etap sedymentacji odbywał się już w oddzielonym grzbietem czorsztyńskim basenie pienińskim.

W obrębie basenu wytworzyło się sześć sukcesji. Najgłębsza z nich to sukcesja ultrapienińska (Birkenmajer et al., 1990) opisywana wcześniej jako jednostka złatniańska (Golonka & Sikora 1981) zdominowana przez jurajsko – wczesnokresowe radiolaryty i wapienie pelagiczne. Nieco płytsze, choć również basenowe są sukcesje braniska i pienińska, przejściowe są sukcesje niedzicka i czertezicka, a najpłytsze haligowiecka i czorsztyńska (Golonka & Krobicki 2004). Sedymentację w obrębie tych sukcesji przestawia Rys. 12.

46 Rys. 12 Tabela litostratygraficzna Pienin (wg. Borecka et al., 2013)

47 W jurze środkowej już po inicjalnych ruchach tektonicznych nastąpiła gwałtowna zmiana warunków sedymentacyjnych. Środowisko beztlenowe przeobraziło się w idealne warunki do życia organizmów w związku z czym dno zbiornika zasiedlone zostało przez liliowce ze szczątków, których utworzyły się wapienie krynoidowe. Ich zasięg obejmował w głównej mierze płytkowodne i przejściowe sukcesje: czorsztyńską, niedzicką i czertezicką. W znacznie mniejszym stopniu wapienie te występują również w obrębie sukcesji braniskiej. Ich uksztaltowanie się w obrębie głębokiego zbiornika było wynikiem redepozycji. W tym samym czasie w głębokich partiach zbiornika, to jest w obrębie sukcesji pienińskiej i braniskiej, tworzyły się radiolaryty. Proces sedymentacji radiolarytów zakończył się w kimerydzie. Należy jednak zaznaczyć, że w okresie od oksfordu do kimerydu radiolaryty pojawiły się również w obrębie sukcesji przejściowych. Świadczy to o pogłębieniu się zbiornika w tym okresie. Sukcesja czorsztyńska w górnej jurze zdominowana jest przez wapienie bulaste typu ammonitico rosso, które od kimerydu nie występują jedynie w sukcesji pienińskiej. Najbardziej zróżnicowana sedymentacji miała miejsce w interwale czasowym obejmującym tyton i berias. Osadziły się wtedy wapienie organogeniczne (kalpionellowe), mikrytowe, bulaste i rogowcowe. Zróżnicowanie to jest efektem neokimeryjskich ruchów tektonicznych (Krobicki et al., 2006). Przebudowa basenu pienińskiego jest utożsamiana z duża aktywnością tektoniczną w basenach karpackich (Birkenmajer 1986; Golonka et al., 2002). Sedymentacja wapieni rogowcowych w obrębie głębokomorskich sukcesji trwała do końca barremu, podczas gdy w płytkowodnej sukcesji czorsztyńskiej w dalszym ciągu trwała sedymentacja wapieni organogenicznych. W kolejnym etapie sedymentacyjnym obejmującym apt i alb następuje ujednolicenie sedymentacji w obrębie całego zbiornika. Tworzyły się wówczas utwory o charakterze pelagicznym typu margli i wapieni marglistych. Ostatni, górnokredowy etap sedymentacji zdominowany jest przez margle globigerinowe. Najmłodszy epizod sedymentacji w obrębie basenu pienińskiego stanowią utwory fliszowe.

Ostateczne zamknięcie basenu pienińskiego miało miejsce na przełomie kredy i paleogenu i było wynikiem przesuwania się płyt Karpat wewnętrznych ku północy (Krobicki et al., 2006). Na wskutek przesuwania się pryzmy akrecyjnej ponad grzbietem czorsztyńskim w południowej części basenu magurskiego deponowane były liczne olistolity i osady osuwisk podmorskich.

Rozwój sedymentacji w basenie magurskim można podzielić na trzy etapy. Pierwszy z nich stanowi etap postryftowy i obejmuje środkowojurajskie otwarcie basenu i sedymentację

48 pelagiczną i hemipelagiczną obejmującą interwał czasowy od powstania zbiornika do cenomanu. W obrębie polskich Karpat ten przedział czasowy reprezentują utwory jednostki grajcarka zlokalizowane w południowej części basenu magurskiego (Birkenmajer 1986; 1988). Wydzielenia tej formacji przedstawia Rys. 12, z której wynika, że osady w zbiorniku magurskim są takie same jak w części pienińskiej. Należy nadmienić, że w okresie od kimerydu do baremu nastąpiło lokalne obniżenie strefy CCD (kompensacji kalcytu) lub też miało miejsce wyniesienie fragmentu zbiornika (Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). Pstre łupki formacji z Malinowej deponowane od cenomanu do turonu kończą pelagiczną i hemipelagiczną sedymentacje uwarunkowaną ruchami ekstensyjnymi.

Drugi etap stanowi sedymentacja synorogenicznego fliszu obejmująca formowanie się utworów od późnej kredy do oligocenu (Rys. 13). Jest on związany z wyniesieniem grzbietu śląskiego jak i eustatycznym obniżeniem poziomu morza (Poprawa et al., 2002). W okresie tym sedymentacja fliszowa przebiega w trzech cyklach turbidytowych (Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). Każdy z nich rozpoczyna sedymentacja pstrych łupków. Ze względu na zróżnicowanie facjalne jakie występuje w obrębię płaszczowiny magurskiej od cenomanu zaznaczają się cztery strefy facjalne: krynicka, bystrzycka, raczańska i siar (Rys. 13).

W obrębie tych stref (za wyjątkiem strefy krynickiej) deponowane były między innymi utwory formacji ropianieckiej (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007) wieku senon- paleocen. Charakteryzują się obecnością drobnoziarnistych, twardych, wapnistych, mikowych piaskowców przeławiconych ilastymi lub marglistymi łupkami koloru szarozielonego, szarego. Odpowiednikiem formacji ropianieckiej w obrębie strefy krynickiej jest formacja szczawnicka (Ślaczka et al., 2006). W porównaniu do wcześniej opisywanej, utwory tego wydzielenia wzbogacone są o gruboławicowe piaskowce zlepieńcowate. W stropie tych formacji szczawnickiej znajdują się piaskowce wieku eoceńskiego. W strefie Siar występują utwory formacji z Jaworzynki, deponowane jako średnio ławicowe piaskowce biotytowo – skaleniowe przeławicone łupkami z wkładkami piaskowców lub zlepieńców (Cieszkowski et al., 2006).

49 Rys. 13 Tabela litostratygraficzna zachodniej części Karpat Zewnętrznych (wg. Golonka & Waśkowska, 2007,

50 Bezpośrednio na formacji ropianieckiej, a w przypadku strefy Siar na warstwach z Jaworzynki, spoczywa formacja z Łabowej. Jej wiek określany jest na paleocen – środkowy eocen. Są to czerwone i zielone łupki ilaste a miejscami czerwone mułowce z wkładkami cienkoławicowych, twardych, wapnisto - krzemionkowych piaskowców. Lokalnie, w obrębie strefy Siar występują wkładki piaskowców ze Skawiec lub piaskowców z Żurawicy (Cieszkowski et al., 2006). Wkładki te wykształcone są jako gruboławicowe piaskowce zlepieńcowate i zlepieńce.

Powyżej formacji z Łabowej, w obrębie strefy raczańskiej i bystrzyckiej występuje formacja beloweska (Oszczypko 1991) deponowana w trakcie wczesnego i środkowego eocenu. Charakterystyczną cechą tego wydzielenia jest rozpadanie się cienkoławicowych, drobnoziarnistych piaskowców o zabarwieniu niebieskawoszarym na drobne płytki. Piaskowce te zawierają spoiwo wapniste. W ich składzie występuje również spora ilość muskowitu. W warstwach tych czasami występują pstre łupki margliste. W strefie bystrzyckiej osady formacji beloweskiej deponowane są jedynie w takcie wczesnego eocenu po czym następuje osadzanie się formacji warstw łąckich. Są to twarde, ciemnoszare, często skrzemionkowane margle przeławicone średnioławicowymi piaskowcami glaukonitowymi, lub łupkami szarymi. Deponowanie tych warstw kończy się równocześnie z osadzaniem się warstw beloweskich w strefie raczańskiej. Całkowita miąższość warstw beloweskich wynosi do 350 m, zaś warstw łąckich do 500 m.

Najmłodszym ogniwem jednostki magurskiej jest formacja magurska w skład, której wchodzą piaskowce magurskie facji muskowitowej (Oszczypko 1991) deponowane od wczesnego eocenu po oligocen (Ślaczka et al., 2006; Golonka & Waśkowska 2011). Udokumentowane zostały one w obrębie strefy raczańskiej, bystrzyckiej i krynickiej. Są to przeważnie gruboławicowe, drobnoziarniste piaskowce mikowe i spoiwie wapnistym. W południowej części wskazanego obszaru występują piaskowce zlepieńcowate i wkładki piaskowców glaukonitowych. W obrębie opisywanej formacji podrzędnie występują łupki ilaste lub margliste. Ich miąższość wynosi 1300 – 2200 m (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007).

W strefie Siar występują utwory formacji makowskiej (Cieszkowski et al., 2006). Dolną część formacji stanową deponowane od środkowego do późnego eocenu łupki ogniwa z Zembrzyc. Są to łupki margliste i szare, niebiesko- i zielonoszare margle, rzadko szare łupki ilaste. W pakietach łupków tkwią średnioławicowe piaskowce czasami wzbogacone

51 glaukonitem. Miąższość ogniwa łupków z Zembrzyc dochodzi do 400 m (Golonka 1981; Cieszkowski et al., 2006). Górna część formacji makowskiej tworzy ogniwo piaskowców z Wątkowej datowane na eocen – oligocen (Golonka 1981; Cieszkowski et al., 2006). Ogniwo to zbudowane jest ze średnio- i gruboławicowych piaskowców z dużą ilością glaukonitu przeławiconych piaskowcami muskowitowymi. Ich miąższość wynosi do 1000 m (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007).

W następnym etapie w trakcie wczesnego miocenu utworzył się basen niesiony (piggy – back basin) będący wynikiem uformowania się czoła płaszczowiny magurskiej oraz intensywnej subsydencji w południowej części basenu magurskiego i basenu pienińskiego pasa skałkowego (Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). Pozostałością po tymże basenie są utwory formacji z Zawady deponowane w obrębię jednostki raczańskiej, a także utwory formacji z Kremnej i Starego Bystrego jednostki krynickiej.