Powierzchnia podmioceńska w śląskiej części rowu przedkarpackiego jest silnie urozmaicona i zdeformowana, dlatego szczególnego znaczenia w in
terpretacji ukształtowania nabiera znajomość czynników morfogenetycznych, zwłaszcza budowy geologicznej podłoża - odporności skał i tektoniki oraz paleogeografii trzeciorzędu. Istotne jest wykorzystanie danych o warunkach klimatycznych i hydrologicznych do analizy czynników erozyjno-denudacyj- nych i abrazyjno-sedymentacyjnych w starszym miocenie i w badenie pod
czas zakrywania utworów karbonu i mezozoiku. W interpretacji morfostruktur konieczne jest uwzględnianie subsydencji i struktur tektonicznych młodszych od powierzchni podmioceńskiej. N iezgodność erozyjna m iędzy utworami karbonu i miocenu GZW ujawnia zarówno formy rzeźby o deniwelacjach do 1500 m, jak i struktury uskoków i ugięć subsydencyjnych o amplitudzie rzędu 1000 m. Na pow ierzchni podm ioceńskiej dają się zinterpretować rozmaite formy podobne do występujących na płaskowyżach, w górach i przy brzegu morza, przede wszystkim formy rzeźby strukturalnej - dolin, kotlin i grzbietów pasmowych górskich z powierzchniami zrównań. Na odwzoro
wanej kartograficznie dyskordancji bez przewyższenia struktury tektonicz- 101
ne o amplitudzie do 100 m są ukryte w rysunku izohips (rys. 4). W ukształ
tow aniu pow ierzchni podm ioceńskiej udział struktur tektonicznych jest znaczny i nie mniejszy od wielkości form erozyjnych. Amplituda największe
go uskoku bełckiego o zrzucie osadów miocenu wynoszącym około 500 m przybliża miarę deformacji powierzchni podmioceńskiej w rowie przedkar
packim (rys. 12). Zasypanie półrow u bełckiego przez m olasę karpacką 0 miąższości do 700 m potwierdza, że formy rzeźby m ogą osiągać zbliżone deniwelacje.
Na powierzchni podmioceńskiej, rozwiniętej na podłożu utworów kar
bonu, także permu, triasu, ju ry i kredy, w ydziela się główne jednostki morfostrukturalne dolin, kotlin i grzbietów. Wyróżnia się doliny: Pilchowic (D etm arovic-K ończyc w dolnym biegu), Szerokiej, Strumienia, Wilamowic 1 Skoczowa (Bludovic), a także kotliny zapadliskowe: Panewnik, Zawady i Oświęcimia, Kobielic oraz rozdzielające je grzbiety górskie: Dębieńska, Żor, Paw łow ic, D rogomyśla, K aczyc, D ziedzic, Cieszyna. M orfostrukturam i o mniejszych deniwelacjach są płaskowyże: Bytomsko-Katowicki i Ojcow
ski oraz liczne progi, drugorzędne garby i doliny (rys. 4, 18).
Dolina Pilchowic jest najdłuższą, I. rzędu form ą odwadniania na po
wierzchni podmioceńskiej w śląskiej części rowu przedkarpackiego (17s. 4, 18).
Łączy się z doliną Koźla, której obszar źródliskowy sięga po Opole i Nysę.
W granicach GZW dolina Pilchowic jest wycięta w utworach karbonu na długości około 100 km od okolic Pyskowic (25 m n.p.m.) przez Gliwice, Rudy, dalej wzdłuż linii rzeki Odry i Olzy (zachodniej granicy zagłębia), Detmaro- vicką dolinę ( A u s t et al., 1997) do Kończyc, aż do połączenia z doliną B ludovice-Skoczow na wysokości 1125 m p.p.m.
Górny odcinek doliny Pilchowic (do połączenia z doliną Koźla i z ro
wem przyuskokowym K ędzierzyna-K oźla) ukształtował się w formie wcio- su prostego, rozwartego i kanionu, które pojawiają się kolejno wraz ze spad
kiem od obszaru źródłowego. W okolicach Pilchow ic i niżej przekroje poprzeczne doliny są zbliżone do profilu płaskodennego. W rejonie Gliwic dolina tworzy przełom przez próg środkowotriasowy płaskowyżu Bytomsko- -Katowickiego, zaznaczony niskim grzbietem (garbem) Ostropy-Zabrza. Ten przełom i sąsiednie wciosy rozczłonkow ują pokryw ę triasow ą na płaty w ystępujące w podłożu miocenu w K siążenicach, Suminie i Jejkowicach (rys. 16). Środkowa część doliny ma także założenia strukturalne, jest wcięta w podłoże na granicy różnej odporności między serią m ułowcową namuru A a kulmem (warstwami kijowickim i). Zbocze doliny od strony grzbietu Dębieńska i na południe od połączenia z zaw ieszoną kotliną Panewnik jest strome, miejscami urwiste, dopasowane do izoklinałnie nachylonych warstw piaskowców serii górnośląskiej w skrzydle synkliny Sośnicy ( D o k t o r o - w i c z - H r e b n i c k i , 1956, 1959; rys. 3, 4). Ukształtowany na piaskowcach górnośląskich próg izoklinalny o deniwelacji do 500 m jest rozcięty żleba
mi i gardzielami (o szerokości do 200 m i głębokości około 200 m, udoku- 102 mentowanych wyrobiskami górniczymi w okolicach Knurowa). W dnie
do-*320MIKOkÓW,
W ESOŁEJ
RACIBÓRZ
PSZCZYNA
BIELSKO
\ BIAŁA
Rys. 18. M ap a g eo m o rfo lo g iczn o -stru k tu raln a n iezg o d n o ści p o d m io ceń sk iej w p o łu d n io w o -zach o d n iej części G Z W
1 - izohipsy w m etrach n.p.m ., 2 - p o zio m y sp łaszczeń p łask o w y żó w i grzbietów , 3 - p u n k ty w y so k o ścio w e d ep resji k o tlin i g rzęd o raz w ierzch o łk ó w , 4 - g rzęd y śró d k o tlin o w e i m ięd zy d o lin ą a kotliną, 5 - g łów ny pró g u skokow y w u tw orach m iocenu, 6 - p rzek ró j g eo lo g iczn y (rys. 24); G R Z. - g rzb iet, D O L . - d o lin a, KOT. - ko tlin a
Fig. 18. G eo m o rp h o lo g ic-stru ctu ral m ap o f th e su b -M io cen e su rface in the so u th w estern p art o f th e U SC B
1 - iso h ip ses in m etres a.s.l., 2 - p lan atio n lev els o f the p lateau an d rid g e, 3 - h eig h -p o in ts o f v alley d ep ressio n s, elev atio n s an d p ea k s, 4 - in n e r-v alley elev atio n s a n d b etw een v alley an d d ep ressio n , m ajo r fault, 5 - scarp th ro w in g th e M io cen e d ep o sits, 6 - lin e o f cro ss-se ctio n s (see Fig. 24); G R Z. - rid g e, D O L . - v alley, K OT. - d ep ressio n
Rys. 19. M ap a h ip so m etry czn a p o w ie rz c h n i p o d m io ceń sk iej z zagęszczonym i izo h ip sam i w m etrach n.p.m . m ięd zy R y b n ik iem a Jastrzęb iem , z g łó w n y m i g rzb ietam i (G R Z ), b e z o d p ły w o w y m i k o tlin a m i (K O T ) z a p a d lisk o w y m i Z aw ad y i K o b ielic oraz z sie c ią d o lin (D O L ) P ilc h o w ic (D etm aro w ic) i S tru m ien ia (p o m n iejszen ie z m ap w sk alach 1:5000 i 1 : 10 0 00). O b sz a ry g ó rn icze i k o p aln ie w ę g la kam iennego z lo k alizacją szybów
1 - R y d u łto w y , 2 - R y m er, 3 - C h w ało w ic e, 4 - A n n a, 5 - M ark lo w ice, 6 - Jan k o w ice, 7 - Ż o ry , 8 - K ru p iń sk i, 9 - S y ry n ia, 10 - 1-go M aja, 11 - Jastrzęb ie, 12 - M o szczen ica, 13 - B o ry n ia, 14 - Z o fió w k a, 15 - P n ió w ek ; G R Z . - grzbiet, K OT. - kotlina, D O L . - d o lin a
Fig. 19. H ip so m etric m ap o f th e su b -M io cen e surface w ith condensation o f iso h ip ses (in m etres a.s.l.) o f the U SC B b etw een R ybnik an d Jastrzęb ie (red u ced from m ap in scale 1: 50 0 0 and 1:10 000)
M in in g areas an d lo c atio n o f shafts (1 - R y d u łto w y , 2 - R ym er, 3 - C hw ałow ice, 4 - A nna, 5 - M arklow ice, 6 - Jankow ice, 7 - Żory, 8 - K rupiński, 9 - S yrynia, 10 - 1-go M aja, 11 - Jastrzębie, 12 - M oszczenica, 13 - B o ry n ia, 14 - Z ofiów ka, 15 - P niów ek); G R Z. - ridge, KOT. - d ep ressio n trough, D O L . - valley
liny występuje szereg progów strukturalnych, różnicujących spadek do kil
ku stopni w odcinkach jarów -przełom ów . W szerokich przegłębieniach koło Rud i Raciborza, aż po Olzę, profil doliny przechodzi w płaskodenny o spadku zbliżonym do jednego stopnia. Przegłębienia naw iązują do poło
żenia warstw na granicy kulmu morawskiego z warstwami brzeżnymi, uję
tymi w antyklinę, która uległa głębokiej inwersji (rys. 6, 24). Wschodnie, strome zbocze doliny między Suminą a Zabełkowem, a zarazem zachodni stok grzbietu Żor jest progiem na czołach w arstw izoklinalnego skrzydła niecki jejkow ickiej. Na ten próg strukturalny nakłada się rów nież uskok pszowski, którego lica na krótkich odcinkach są ustawione kulisowo o kie
runku zbliżonym do południkowego (rys. 16).
Dolny odcinek doliny Pilchowic, nazywany „wymyciem” D etm arovice- Kończyce ( J u r k o w a , 1968, 1983; J u r a , 1984) ma profil zbliżony do wklę- słodennego i symetrycznego. W przekroju podłużnym w dnie doliny zazna
czają się liczne progi strukturalne, a jej zbocza są mocno rozcięte przez wciosy: Syrynii, Rogowa, Czyżowic i Godowa. Doliny wciosowe m ają stro
me zbocza i duży spadek (rys. 19). Ich ukształtowanie jest dopasowane do południkowego biegu warstw mniej odpornych, głównie wzdłuż wychodni w arstw jaklow ieckich ujętych w nasunięcia orłow skie i m ichałkow ickie (rys. 16). Dalej dolina skręca na południowy wschód i omija wychodnie od
pornych piaskowców serii górnośląskiej, na podłożu których ukształtował się zachodni odcinek grzbietu Drogomyśla. W dolnym odcinku wykorzystuje ona rozciągłość słabo odpornych warstw załęskich i przełom em w grzbiecie Kaczyc (rys. 23) łączy się z doliną Skoczowa.
Grzbiet Dębieńska współtworzy Garb M ikołowski (320 m n.p.m.) oraz liczne garby w Bieruniu, Libiążu, Płazie i Tenczynku, współcześnie z punk
towymi odsłonięciami utworów karbonu (bez osadów miocenu). Ku zacho
dowi w okolicach Czerwionki grzbiet Dębieńska jest zakryty utworami mio
cenu od wysokości zrównania wierzchowinowego na poziomie 200 m n.p.m.
Do form grzbietowych obok spłaszczeń i wierzchołków należą podwojenia, ramiona i przełęcze. Szeroki i rozbudowany grzbiet jest asymetryczny ze stokiem północnym, połogo nachylonym ku dolinie Pilchowic oraz do ko
tlin Panewnik i Wesołej (rys. 18). Podnóże tego stoku ma zatokową i falistą linię nawiązującą do różnej odporności warstw. Grzbiet Dębieńska od po
łudnia opada stromym i wyrównanym progiem uskokowym bełcko-bojszow- sko-olszyńskim. Lico progu je st rozcięte przez wciosy zawieszone na wy
sokości około 100 m n.p.m. do 200 m p.p.m ., dopasow ane do struktury podłoża. Pod względem morfostrukturalnym grzbiet jest półzrębem, z licz
nymi formami twardzielcowymi, ukształtowanymi na podłożu głównie pia
skowców w warstwach orzeskich i serii krakowskiej, a miejscami płatów wapieni triasowych: Mokrego, Wyr, Urbanowie (rys. 17), Chełmu, Bierunia, Libiąża (rys. 4).
Kotlina Zawady (i Oświęcimia) rozciąga się równoleżnikowo w cen
tralnej części GZW i składa się z szeregu zagłębień bezodpływowych - wan- 103
nowych niecek rozdzielonych grzędami o 100-metrowych deniwelacjach dna na w ysokościach od 100 m n.p.m do 500 m p.p.m. K otlina Zaw ady ma asym etryczny profil poprzeczny o zboczach dopasow anych zarów no do półrowu bełcko-bojszowsko-olszyńskiego, ja k i do położenia warstw krakow
skiej serii piaskowcowej w niecce głównej przez resekwencję. U kształtowa
nie w części zachodniej kotliny zagłębienia Jejkowic (w rowie uskoku jej- kow ickiego i piecow skiego) naw iązuje do różnoodpornych w arstw serii mułowcowych i górnośląskiej piaskowcowej ujętych w niecki: chw ałow ic
k ą i jejko w ick ą w skrzydłach nasunięć rybnickiego i m ichałkow ickiego (rys. 16). Przegłębienia kotliny są wyżłobione w skałach serii mułowcowych, a rozdzielające je grzędy budują utwory piaskowcowe, także węglanowe tria
su płatu Jejkowic, Paruszowca i Kobióru (rys. 4).
Zapadliskow ą kotlinę Zawady ograniczają głównie uskoki bełcki i czę
ściowo chwałowicki (rys. 3, 12). Zrzut uskoku bełckiego zmienia się odcin
kami i jest oceniany od 100 m do 1000 m w utworach triasowych (w ierce
nie Zawada) i od 0 m do 450 m w osadach miocenu ( A l e x a n d r o w i c z , S i e d l e c k i , 1960; D o k t o r o w i c z - H r e b n i c k i , K a s z y ń s k a , 1963; A l e x a n d r o w i c z , 1964; K o t l i c k i , 1979; J u r a , 1984, 1995b; por. K o t a s et al., 1983; A tla s..., 1994). Jego próg uskokowy jest rozczłonkowany przez zawieszone wciosy, które rozcinają lico w nawiązaniu do położenia warstw mniej odpornych. Na wychodniach piaskowców warstw łaziskich próg jest stromy i dobrze zachowany, natomiast cofnięty na podłożu serii mułowco- wej (rys. 16). Płaszczyzna uskoku przecina niezgodność podm ioceńską.
W ystępuje głównie w osadach dolnego m iocenu i moraw u (rys. 12) oraz przechodzi w złożoną deformację fałdow o-kolapsyjną w utworach wieliczu i kosowu ( G ó r n i k , J u r a , 1994). Na wielu m apach strukturalnych GZW uskok bełcki nie został wykartowany m. in. z uwagi na dyskusyjną interpre
tację pozycji utw orów dolnego triasu w w ierceniu W oszczyce IG 1 ( S e n k o w i e ż o w a , 1991), czy też utw orów ju ry w w ierceniu Olszyny (Atlas..., 1994). Uznanie tych osadów za brekcje przyuskokow e lub brekcje w spągu osadów miocenu upraszcza rekonstrukcję powierzchni podm ioceń
skiej (Atlas..., 1994).
Grzbiet Żor je st szeroki, rozbudow any na zachodzie i prostolinijny w części wschodniej GZW. Jego pasmo współtworzy Płaskowyż Rybnicki o wysokości około 250 m n.p.m. (częściowo bez osadów miocenu i punk
towo bez utworów czwartorzędu). Podmioceński grzbiet Żor na wschód od M arklow ic aż po Spytkow ice ma zaokrągloną i piętrow o ukształtow aną wierzchowinę na poziomach 100, 160 i 200 m n.p.m. Odcinek zachodni to grzbiet synklinalny, uformowany na podłożu piaskowcowych warstw nam u
ru w nieckach jejkowickiej i chwałowickiej (rys. 16). W ierzchowina jest tu wyjątkowo bogato urzeźbiona wierzchołkami i przełęczami, progami i tara
sami oraz rowami grzbietowymi (rys. 18, 19), a naw et szczelinami piaszczy
stymi (rys. 12). Formy grzbietowe są dopasowane do różnoodpornych warstw 104 ujętych w nasunięcia: boguszowickie i rybnickie oraz w niecki:
chwałowic-k ą i jejchwałowic-kow icchwałowic-ką, a tachwałowic-kże do przebiegu uschwałowic-kochwałowic-ków zinterpretow anych przez S. D o k t o r o w i c z a - H r e b n i c k i e g o i B . K a s z y ń s k ą (1963). Na ob
szarze górniczym Chwałowice i Paruszowiec szczegółowo zrekonstruowa
ne różne formy dolin i grzbietów oraz progów odwzorowują strukturę podło
ża przez inwersję (rys. 12). Na wierzchowinie o wysokości do 230 m n.p.m.
zaznaczają się zrównania i przełęcze z lejami źródłowymi. Grzbiet opada schodowymi progami uskoków chwałowickich o zrzucie sumarycznym do
100 m w kierunku kotliny Zawady.
Pasmo wschodnie Żor jest zbudowane z krakow skiej'serii piaskowcowej 0 połogim pochyleniu w skrzydle niecki głównej. W okolicach Suszca war
stwy sąpodgięte w antyklinę przy uskoku jawiszowickim (rys. 3, 24). Grzbiet jest asymetryczny półzrębowy, monoklinalny i antyklinalny, na którym kul
minacje i przełęcze są uwarunkowane odpornością skał podłoża. Południo
wy stok grzbietu jest stromy, obejmuje półwyspy, zatoki i schody, odwzo
rowujące lico uskokowe i czoło progu monoklinalnego. Na krótkich odcin
kach stoki grzbietu są licami odpreparowanych i aktywnych rzeźbotwórczo uskoków, m.in.: piecowskiego i chw ałow ickiego (rys. 16), pszowskiego (rys. 6) oraz jawiszow ickiego (rys. 24). Uważa się je również za odmłodzo
ne w miocenie ( A l e x a n d r o w i c z , 1964; A l e x a n d r o w i c z , C z y ż e w s k a , 1979; H e r b i c h , 1981; K o t a s , 1983; J u r a , 1992, 1995b).
Dolina Szerokiej i kotlina Kobielic ciągną się między grzbietami Żor 1 Pawłowic na głębokości 300 m p.p.m. i 150 m p.p.m. (rys. 18, 19, 21).
Dolina Szerokiej ma profil kanionu, który łączy się przełomem Zofiówki z doliną Strumienia (rys. 22). Strukturalne uwarunkowania kanionu podkre
śla izoklinalny przebieg linii dennej wzdłuż granicy różnej odporności między piaskowcami serii górnośląskiej a mułowcami warstw załęskich, budujących monoklinę Zofiówki (rys. 16). Dolina Szerokiej uformowana jest z licznych wciosów, które ułożone w formie leju źródłowego rozczłonkowują południo
wy stok grzbietu Żor. Ku zachodowi łączy się ona z doliną Czyżowic po
przez grzędę twardzielcową, założoną na podłożu warstw piaskowcowych nam uru BC, stojących w strefie nasunięcia boguszow ickiego (rys. 20).
Północne zbocze doliny osiąga wysokości do 400 m i jest mocno rozczłon
kowane przez wciosy o wachlarzowym układzie. Zbocze to ma relief falisty i zygzakowaty z licznymi formami nisz osuwiskowych, rozdołów, żlebków i bruzd, których formy stokowe są zbliżone w ukształtowaniu do debrzy (D u- m a n o w s k i , 1967; J u r a , 1992). Strome rozdebrzone stoki na podłożu iłow
ców i mułowców wyściela regolit, który stabilizuje zbocze (rys. 21).
Na wschodzie dolina łączy się z kotliną Kobielic przez grzędę, uformo
waną na podmioceńskich wychodniach piaskowców dolnej części warstw orzeskich s.s. (rys.16). Kotlina Kobielic odwzorowuje półrów uskoku jaw i
szowickiego i ma kształt wannowy z nieckami o depresjach od 130 m p.p.m.
do 150 m p.p.m., rozdzielonych grzędami twardzielcowymi. Bezodpływowe niecki w dnie kotliny zapadliskowej (półrowu uskoku jawiszow ickiego) do
pasow ują się do położenia mniej odpornych w arstw serii mułowcowej 105
westfalu. Strukturą podłoża odzw ierciedla ukształtow anie zboczy kotliny:
południowego zgodnoławicowego oraz północnego progowo-uskokowego i czołowego monoklinalnego (rys. 16, 24).
G rzbiet Paw łow ic jest linijnym pasmem o długości 50 km, wyraźnie zaznaczonym od Olzy przez Jastrzębie do Ćwiklic m iędzy dolinami: od północy C zyżow ic-Szerokiej i kotliny Kobielic, a od południa Pilchowic (odcinek Detmarovic), Strumienia i Wilamowic (rys. 18). Ten podmioceński grzbiet dopasował się do struktury podłoża, zwłaszcza do półzrębu ruptaw- skiego (rys. 16, 20). Szczyt grzbietu Pawłowic o wysokości 201 m n.p.m.
znajduje się na bocznym ramieniu Moszczenicy, a liczne wierzchołki osią
gają 140 m n.p.m. W znoszą się one kilkadziesiąt metrów ponad zrównania grzbietowe na poziomach: 160-150 m n.p.m., 80-70 m n.p.m., 20-0 m n.p.m.
oraz 350 m względem kotliny Kobielic i od 600 m do 1100 m ponad doliny przylegające od południa (rys. 19). Grzbiet jest płaski, asymetryczny, o stro
mych stokach nachylonych do 20-35°. Pasmo rozdziela przełom Zofiówki na odcinek zachodni silnie rozczłonkowany i podwojony z ramionami, oraz na część w schodnią zw artą o krętej i zygzakowatej linii grzbietowej ( J u r a ,
1984, 1992).
Ukształtowanie grzbietu Pawłowic odzw ierciedla różnice litologicznej odporności kompleksów podłoża, serii mułowcowych i piaskowcowych, które są ujęte w struktury nasunięciowo-fałdowe rybnicko-boguszowickie, fałdu Jastrzębia i monokliny Zofiówki oraz półzrębu ruptawskiego (rys. 16). Relief południowego stoku grzbietu jest silnie urozmaicony przez leje źródłowe i wciosy (rys. 19), które rozcinają próg i lico uskoku ruptawskiego (O lza- Ruptawa-Czechow ice-M arcyporęba). Liczne zawieszone wciosy, m.in. Bzia (rys. 22), odzwierciedlają aktywność rzeźbotw órczą uskoku o zrzucie około 200-300 m, reaktyw ow anym w fazie styryjskiej ( B u ł ą J u r a , 1983b;
B o g a c z et al., 1984; J a c h o w i c z , J u r a , 1988; J u r a , 1990). W pasyw
nej interpretacji rzeźbotwórczej uskoku zakłada się odw zorowanie progu uskokowego w około 50% na skutek różnicy odporności kompleksów kar
bonu, budujących jego skrzydła (rys. 24, 25). Częściowo próg ruptawski na
wiązuje do struktury podłoża przez resekwencję ( J u r a , 1992). Przyjmuje się również istnienie granicy rowu przedkarpackiego na tym uskoku ( B u k o w y , 1974) lub brak odmłodzenia uskoku - zrzutu w miocenie ( K o t a s et al., 1983; A tla s..., 1994).
D oliny Strum ienia i W ilam o w ic rozcinają południow ą część GZW i ciągną się u podnóża grzbietu Pawłowic oraz progu uskoku ruptawskiego.
Te średniej długości doliny górskie o skośnym (kulisow ym ) ustawieniu względem progu ruptawskiego rozdziela grzbiet Dziedzic (rys. 18). Spadek dolin wynosi około 1° od wysokości 600 m przez 1400-1500 m, początko
wo ku E i dalej ku ESE i SE, aż do około 3000 m p.p.m. w okolicach Suchej Beskidzkiej. Zbocza są asymetryczne - od północnej strony strome i wyso
kie z falistą zatokową linią załomu, a od południa niskie i połogo nachy- 106 lone. Dolina o profilu płaskodennym, odcinkami wklęsłodennym, jest
dopa-Rys. 20. P rzek ro je g eo lo g iczn e p o d m io ceń sk ieg o grzb ietu
Paw łow ic z o b szaru g ó rn iczeg o J a s trz ę b ie -M o s z c z e n ic a (J a s-M o s )
1 - w arstw y serii m ułow cow ej i w ażn iejsze p o k ład y w ęgla, 2 - w arstw y serii p iask o w co w ej, 3 - uskok, 4 - spąg stre f w ietrzen ia z Z o fió w k i, 5 - w ierce n ie i szyb
Fig. 20. G eo lo g ica l c ro ss-se c tio n s o f th e su b -M io c e n e P aw ło w ice R idge (M ine area Ja strz ę b ie -M o s z c z e n ic a , J a s -M o s )
1 - beds o f m u dstone series and m ajo r co al seam s, 2 - b ed s o f san d sto n e series, 3 - fault, 4 - bottom o f Z o fió w k a type w eath erin g m an tle, 5 - b o reh o le and shaft
Rys. 21. P rzek ro je g eo lo g iczn e p o dm ioceńskiej D oliny S zerokiej na ob szarze g ó r
n ic z y m B o ry n ia i Z o fió w k a. O b jaśn ien ia ja k p od rys. 20
Fig. 21. G eological cross-sections o f the Szeroka V alley in the sub-M iocene surface (B orynia an d Z o fió w k a M ine area). F or legend see Fig. 20
Rys. 22. P rofil g eo m o rfo lo g iczn y p o d m io ceń sk iej d o lin y w ciosow ej B zia - w zd łu ż przekopu H w K W K Z o fió w k a (rys. 19) z g ra n ic ą n ie z g o d n o śc i k a rb o n -m io c e n (w arstw załęskich z p o k ła d e m w ę g la 403/1 i b re k c ją re g o lito w ą fo rm a c ji k ło d n ic k ie j o raz o sad am i tran s- g resy w n y m i iłow ców i m u ło w có w z fa u n ą o stry g form acji sk aw iń sk iej m oravianu)
Przekrój A-A skarpy doliny w ciosow ej, w ypełnionej osadam i m iocenu z rów noległym i i poprzecznym i spękaniam i. Przekrój B-B stoku z płaszczem regolitow ym (utw oram i k o luw ialnym i) pod ścielo n y m strefą w ietrzenia
Fig. 22. G eo m o rp h o lo g ical p ro file o f the B zie V -sh ap ed v alley in the su b -M io cen e surface along a cro ss-cu t H in the Z o fió w k a C oal M ine (see Fig. 19). T he C a rb o n ife ro u s-M io c e n e d isco rd an ce occurs betw een the Z ałęże B eds w ith coal seam no. 403/1 and reg h o lith breccia (w eath ered m antle) o f the K ło d n ica F orm ation co v ered by tra n sg re siv e siltstones and m ud
stones w ith O streas fauna o f the S kaw ina F o rm atio n (M o rav ian age)
Section A-A o f the valley scarp (the valley is infilled by the M iocene d ep o sit distu rb ed by longitudinal and transverse jo in ts).
Section B-B o f the slo p e w ith w eathered m an tle u nderlain by m o ttled w eath erin g zone
sowana do struktury podłoża przez wcięcie w słabo odpornych warstwach mułowców westfalu AB i namuru A (rys. 3, 16, 25). Izoklinalny bieg dolin zaburzają progi strukturalne i zwężenia dna na poprzecznych wychodniach piaskowców górnośląskich i węglanów dinantu między Chybiem a Bielskiem (rys. 16, 17). Strukturalne uw arunkow ania doliny podkreśla jej zbocze północne, tożsame z progiem uskokowym ruptawskim, który rozcinają licz
ne wciosy i przełom y zaw ieszone, dopasow ane do biegu poprzecznych uskoków i mniej odpornych warstw karbonu.
Dolina Wilamowic w okolicach Wadowic znacznie się rozszerza, zwłasz
cza na północnym zboczu, gdzie występuje szeroki taras (700-800 m p.p.m.) i wciosy dopasowane do struktury półzrębu i antykliny Wysokiej. Zbocze 107
■ f
34MgS
-ш
600-20^16
SJ* 320
62/21)
С\д,А'В
200___ 0 20C 400 600 m
R ys. 23. S zk ic h ip s o m e try c z n y g rz b ie tu K a c z y c z b u d o w a n e g o z w arstw załę sk ich (CwAB) na p o w ierzch n i p odm ioceńskiej i p ro file sp ąg o w y ch u tw o ró w m io cen u re p rezen to w an y ch przez: b re k cje stokow e fo rm acji k ło d n ick iej i z lep ień ce form acji d ęb o w iec
kiej. O b szar k o p aln i K aczy ce (M o rc in e k ), ro zp o zn an y w ie rc e n ia m i i szybam i. Izo h ip sy w m n.p.m .
Fig. 23. H ipsom etric sketch o f the K aczyce ridge built o f the Załęże B ed s o f W estphalian A B age (CwAB) on the su b-M iocene surface and p ro files o f bottom p art o f M io cen e sed im en ts rep resen ted by slope breccias o f K ło d n ica F o rm atio n an d co n g lo m erates o f D ęb o w iec F orm ation. K aczyce m ine area (M orcinek C oal M ine) is reco g n ised by b o reh o les and shafts. Iso h ip ses in m etres a.s.l.
to je st również progiem m onoklinalnym założonym na wapieniach malmu (rys. 3).
Grzbiet Dziedzic je st krótki i skośnie ustaw iony (odgałęziony) oraz zrzucony uskokiem ruptawskim względem grzbietu Pawłowic. Asymetrycz- ny jego profil podkreśla falista linia grzbietowa o szerokiej i silnie rozczłon- 108 kowanej wierzchowinie. Wierzchołki osiągają wysokość od 350 m p.p.m. do
650 m p.p.m. ponad spłaszczeniami grzbietowymi na poziomach 400, 500, 700 m p.p.m. (rys. 3). R elief stolców grzbietu urozm aicają leje źródłowe i przełęcze naw iązujące do struktury podłoża. To podm ioceńskie ramię grzbietowe, nazwane przez K. K o n i o r a (1960, 1964, 1978) „nabrzmieniem dziedzickim ”, budują warstwy brzeżne, m alinow ickie i węglany dinantu, wychodzące wzdłuż południowej granicy zasięgu karbonu węglonośnego GZW. Monoklinalny i płytowy grzbiet, a właściwie stoliwo, wznosi się ponad 1000 m względem doliny Strumienia, którego południowy stok jest progiem czołowym , dodatkowo podkreślonym uskokiem Czechowic o zrzucie do
650 m p.p.m. ponad spłaszczeniami grzbietowymi na poziomach 400, 500, 700 m p.p.m. (rys. 3). R elief stolców grzbietu urozm aicają leje źródłowe i przełęcze naw iązujące do struktury podłoża. To podm ioceńskie ramię grzbietowe, nazwane przez K. K o n i o r a (1960, 1964, 1978) „nabrzmieniem dziedzickim ”, budują warstwy brzeżne, m alinow ickie i węglany dinantu, wychodzące wzdłuż południowej granicy zasięgu karbonu węglonośnego GZW. Monoklinalny i płytowy grzbiet, a właściwie stoliwo, wznosi się ponad 1000 m względem doliny Strumienia, którego południowy stok jest progiem czołowym , dodatkowo podkreślonym uskokiem Czechowic o zrzucie do