Grzbiet śląski

Grzbiet ten, nazywany również wyspą lub kordylierą śląska, rozdzielał basen magurski od seweryńsko – mołdawidzkiego (protośląskiego). W literaturze interpretowany jako mikrokontynent (Birkenmajer 1986; Słomka 2001), lub fragment wyniesionej, ścienionej skorupy kontynentalnej platformy północnoeuropejskiej wyniesionej w wyniku kolizji płyt litosfery (Soták 1992). Grzbiet ten jest również uważany za kolizyjny, zakorzeniony pas nasuwczo - fałdowy (Poprawa et al., 2004). Zbudowany był z paleozoicznego trzonu plutonicznego, i pokrywy skał metamorficznych i osadowych (Słomka 2001).

Do wczesnej kredy grzbiet śląski był podwodnym wyniesieniem. Jego wypiętrzenie następowało wzdłuż kompresyjnych uskoków odwróconych (Poprawa & Malata 2006) w czasie od albu po turon. W apcie miało miejsce ponowne zanurzenie grzbietu (Golonka et al., 2008). Aktywność grzbietu śląskiego, jako głównego dostarczyciela materiału sedymentacyjnego trawiła do późnego wczesnego oligocenu. Po tym czasie w wyniku nasuwania pryzmy akrecyjnej grzbiet uległ całkowitemu zniszczeniu (Golonka & Krobicki 2006). Jego istnienie udowadniają jedynie egzotyki występujące w utworach fliszowych.

52

2.3.3 Basen protoślaski i śląski

Basen protośląski ukształtowany został jako ryft lub basen załukowy wewnątrz platformy północno-europejskiej pod koniec jury (Golonka et al., 2006; 2008). Zbiornik o przebiegu NW-SE ograniczony był od północy wyniesieniem Baška - Inwałd, które łączyło ten basen z platformą europejską, od południa grzbietem śląskim, a od wschodu wyniesieniem getycko – marmaroskim. Największą szerokość basen protośląski osiągnął w hoterywie – apcie (Golonka et al., 2008). Tworzeniu się basenu towarzyszył podmorski wulkanizm, którego efektem są cieszynity występujące w okolicach Cieszyna (Grabowski et al., 2004). W późnej kredzie nastąpił podział basenu na wskutek czego wyodrębniły się mniejsze baseny to jest śląski, skolski i dukielski. Były one oddzielone od siebie wzniesieniami.

Największy z nich był basen śląski. W okresie maksymalnego rozwoju stanowił rynnę długości ok. 300 km i szerokości powyżej 100 km (Słomka 1995). Od południa zbiornik ten było ograniczony grzbietem śląskim, który w turonie stał się głównym źródłem materiału sedymentacyjnego trafiającego do basenu (Książkiewicz 1951; Golonka et al., 2002).

Wyróżnia się kilka etapów ewolucji opisywanego basenu. Pierwszy etap to okres subsydencji, trwający od początku sedymentacji do cenomanu, będącej wynikiem otwierania się ryftu. Po tym okresie nastąpiła zmiana reżimu na kompresyjny w wyniku czego basen karpacki uległ wynoszeniu. Pierwsza faza dźwigania się orogenu trwa od turonu do mastrychtu (?). Po tym etapie nastąpił powrót do powolnej subsydencji trwającej od paleocenu do przełomu eocenu i oligocenu. Przyczyną pogłębienia się zbiornika było fleksuralne ugięcie się podłoża basenu karpackiego spowodowane subdukcja i obciążeniem płyty przez rozwijającą się pryzmę akrecyjna. Następnym etapem było ponowne, lecz tym razem krótkotrwałe wynoszenie. Efektem tego mogło być odcięcie basenu fliszowego od oceanu światowego. Ostatni etap subsydencji jest notowany we wczesnym oligocenie. Rozwój basenu kończy fałdowanie i ruchy nasuwcze jakie miały miejsce w środkowym miocenie (Słomka et al., 2006). Najstarszymi utworami serii śląskiej są utwory formacji wędryńskiej wieku kimeryd - tyton (Ślączka et al., 2006) nazywane również łupkami cieszyńskimi dolnymi. Reprezentują one synryftowy etap sedymentacji basenu protoślaskiego (seweryńsko – mołdawidzkiego) (Golonka et al., 2008). Zawierają one ciemnoszare, prawie czarne łupki margliste z wkładkami cienkoławicowych wapieni pelitycznych i detrytycznych. W stropie formacji występują

53 drobnoziarniste piaski wapniste (Picha et al., 2006). Miąższość formacji wynosi do 300 m. Powyżej znajduje się formacja wapienia cieszyńskiego zbudowana w dolnej części głównie z drobnoziarnistych, cienkoławicowych wapieni detrytycznych i pelitycznych z niewielką ilością margli i piaskowców marglistych (Słomka et al., 2006). Przypuszcza się, że materiał detrytyczny budujący wydzielenie mógł pochodzić z niszczenia osadów rafowych (Książkiewicz 1971). Maksymalna miąższość formacji sięga 250 m (Słomka et al., 2006). Górną część wydzielenia stanowią średnio- i gruboziarniste wapienie detrytyczne miejscami zlepieńcowate przeławicane łupkami marglistymi. Wiek formacji określony został na tyton - walażyn (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). We wymienionych powyżej utworach stwierdzono występowanie intruzji magmowych w postaci cieszynitów (Narębski 1990; Grabowski et al., 2008).

W trakcie pierwszego etapu subsydencji, powyżej warstw cieszyńskich osadziła się formacja grodziska (walażyn – hoteryw) (Golonka et al., 2008) Obecnie wg nowej nomenklatury do tej formacji włączono przynależne kiedyś do warstw cieszyńskich górne łupki cieszyńskie, warstwy grodziskie i dolna część warstw wierzowskich (Golonka et al., 2008). Typowymi utworami tej formacji są czarne, ciemnoszare łupki margliste przełowione cienkimi wkładkami drobnoziarnistych piaskowców wtrąceniami ławic syderytowych i sferosyderytów (Golonka 1981) i wapieni detrytycznych. Lokalnie występują kompleksy średnio- i gruboławicowych, gruboziarnistych piaskowców i zlepieńców z egzotykami tworząc ogniwo piaskowców z Piechówki zaliczane do opisywanej formacji. Ogniwo to funkcjonuje w literaturze również jako piaskowce grodziskie (Ślączka et al., 2006) kolejną składową tejże formacji jest ogniwo z Cisówki nazywane wcześniej górnymi łupkami cieszyńskimi wieku walanżyn – hoteryw (Ślączka et al., 2006). Są to ciemne łupki ilaste stanowiące najwyższą część formacji grodziskiej. Miąższość formacji grodziskiej dochodzi do 300 m (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007).

Powyżej w profilu litostratygraficznym płaszczowiny śląskiej (Rys. 13) umiejscowiona jest formacja wierzowska datowana w Polsce na barrem – najwcześniejszy alb (Golonka 2011), miąższości 200 – 500 m (Golonka 1981). Utwory te wykształcone są jako czarne łupki ilaste i skrzemionkowane z ławicami i konkrecjami sferosyderytów, z lokalnie występującymi czarnymi łupkami mułowcowymi z egzotykami skał krystalicznych i wapiennych.

54 Wyżejległe utwory należą do formacji lgockiej (późny alb – późny cenoman) (Picha et al., 2006) o miąższości do 450 m (Ślaczka, et al., 2006), powstałe w obrębie mułowcowo – piaszczystych stożków napływowych z dobrze rozwiniętymi lobami depozycyjnymi (Bilan 2001). W obrębie wydzielenia występują przeważnie piaskowce (często skrzemionkowane) cienko- i średnio- a rzadziej gruboławicowe. Stropowa części wydzielenia stanowi ogniwo rogowców mikuszowickich w obrębie których wyróżnia się niebieskawe rogowce, gezy i piaskowce cienko i średnioławicowe przekładane łupkami.

Nad utworami formacji lgockiej zdeponowana jest zaledwie kilku do kilkunastometrowej miąższości formacja łupków radiolariowych z Barnasiówki deponowana w okresie od późnego cenomanu do wczesnego turonu (Bąk et al., 2001). Formacja ta zbudowana jest z cienkich warstw drobnoziarnistych piaskowców i mułowców z konkrecjami manganowymi, gez oraz pojawiającymi się śladami tufitów (Bąk et al., 2013). Warstwy te są ostatnim osadem deponowanym w rozległym zbiorniku, później nowy materiał osadzał się już w zbiorniku śląskim przeobrażonym po jego reorganizacji.

Bezpośrednio na formacji lgockiej lub na formacji z Barnasiówki występują utwory formacji z Mazaka (Picha et al., 2006). Kompleksy ten zbudowany jest z czerwonych łupków pelitycznych sporadycznie przeławicanych cienkoławicowymi piaskowcami glaukonitowymi. Lokalnie w obrębie formacji z Mazaka występują gruboziarniste, zlepieńcowate piaskowce i zlepieńce ogniwa piaskowców ostrawickich. Wiek ich sedymentacji oszacowany został na cenoman-wczesny senon. Miąższość sięga 250 m (Ślaczka et al., 2006; Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007).

Dominującym w obrębie basenu śląskiego utworem są spoczywające na łupkach radiolariowych skały formacji godulskiej (turon – wczesny senon). Ich miąższość przekracza 2000 m (Ślaczka et al., 2006; Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). Cechą charakterystyczną opisywanych utworów jest przewaga piaskowców glaukonitowych (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). Utwory te są trójdzielnie. Wyróżnia się ogniwo dolne w obrębie, którego występują w spągu gruboławicowe piaskowce i zlepieńce przechodzące stopniowo ku górze w cienkoławicowe, drobnoziarniste piaskowce przeławicane zielonymi i czarnymi łupkami. ogniwo środkowe formacji godulskiej stanowią cienko- i gruboławicowe piaskowce przekładane cienkimi wkładkami zielonych łupków. Ogniwo górne zaś to cienko i gruboławicowe piaskowce przeławicone zielonymi łupkami z lokalnie wykształconym

55 poziomem gruboławicowych zlepieńców określanych w literaturze jako ogniwo zlepieńców z Malinowskiej Skały. Przyjmuje się że utwory formacji godulskiej deponowane były w obrębie kilku stożków podmorskich usypywanych u podnóża północnego skłonu grzbietu śląskiego. Równolegle rozwijała się również depozycja w obrębie fartuchów podmorskich (Słomka et al., 2006).

Wyżej w profilu znajduje się dwudzielna formacja istebniańska (senon – paleocen), usypana z materiału pochodzącego z niszczenia kordyliery śląskiej (Unrug 1963). Spągową część stanowi ogniwo z Czarnej Wisełki wykształcone w postaci gruboławicowych piaskowców arkozowych i zlepieńce z podrzędnie występującymi wkładkami łupków. Stropowa część to ogniwo z Jasnowic. Zostały w nim wydzielone trzy części: poziom dolny zbudowany z czarnych łupków z syderytami i soczewkami zlepieńców, poziom środkowy to gruboławicowe piaskowce, zaś poziom górny stanowią czarne mułowce i łupki z ławicami syderytów (Golonka 1981). Całkowita miąższość warstw istebniańskich dochodzi do 2100 m (Strzeboński 2005).

Powyżej w profilu znajduje formacja ciężkowicka (wyższy paleocen – wczesny eocen) miąższości do 250 m (Golonka 1981). W jej obrębie występują pakiety gruboławicowych piaskowców turbidytowych i zlepieńców deponowanych w rozległych kanałach oraz strefach ujściowych stożków podmorskich (Leszczyński 1981). Piaskowce przeławicone są czerwonymi i pstrymi łupkami. Bezpośrednio na nich lub oddzielone jedynie kilkudziesiecio metrowym pakietem pstrych łupków są warstwy hieroglifowe (dolny i środkowy eocen) wykształcone w postaci cienkoławicowego, drobnoziarnistego, piaskowcowo – łupkowego fliszu (Cieszkowski et al., 2006) z licznymi hieroglifami. Takie wykształcenie warstw świadczy o spokojnej sedymentacji zachodzącej w obrębie lobów depozycyjnych. W obrębie warstw hieroglifowych występują wtrącenia łupków pstrych.

Od najwyższego eocenu funkcjonują dwa baseny: resztkowy basen magurski, który stopniowo nabiera charakteru basenu niesionego (piggy-back) oraz basen krośnieński, rozwinięty w północnej części pryzmy akrecyjnej.

W obrębie basenu krośnieńskiego utworzona została formacja menilitowa (oligocen). Są to czarne, ciemnoszare, czekoladowe łupki bitumiczne przechodzące w górnej części profilu w rogowce (Barmuta et al., 2014). Lokalnie w spągu warstw menilitowtych występują margle globigerynowe (formacja margli globigerynowych). Miąższość warstw menilitowych wynosi

56 około 100 m. Zaledwie kilkudziesieciometrowej miąższości margle z Barutki stanowią przejście między formacją menilitową a krośnieńską. Są to margle lub łupki margliste mikowe, popielate lub czarne, często z łuskami ryb i ze sferosyderytami

Formacja krościeńskia (oligocen – wczesny miocen) kończy sedymentacje w basenie krośnienskim. Utwory te wykształcone są jako piaskowce muskowitowe i łupki margliste. Piaskowce drobnoziarnistę w większości występują w cienkich i średnich ławicach. Grube ławice zdarzają się w części spągowej wydzielenia. Ich miąższość wynosi ok. 1000 m (Golonka 1981).