W morfologii podczw artorzędow ej niezgodności dom inujące znaczenie m ają formy erozyjne i egzaracyjne, związane ze zlodowaceniami. Dostrzega się też znaczenie ruchów galciizostatycznych. Pow ierzchnia stropowa kar
bonu zakryta utworami czw artorzędu ma relief zbliżony do współczesnej rzeźby, pozbawionej pow łoki utworów plejstocenu, lub je st podobna do morfologii płaskowyży i garbów między dolinami rzek, powielających m io
ceńską i plioceńską sieć hy drograficzną Wyżyny Śląskiej ( L e w i ń s k i , 1914; G i l e w s k a , 1963, 1972; K o t l i c k i , 1979; K a z i u k , L e w a n d o w s ki , 1980; L e w a n d o w s k i 1993, 1996; J u r a , 1995a, 1999). W rzeźbie podczwartorzędowej w yróżniają się dwa morfotypy: płaskow yżow o-kotli- nowy na podłożu utw orów karbonu i m ezozoiku oraz w ysoczyznow o- -dolinny założony na skałach miocenu. Płaskowyże Bytom sko-Katowicki i Rybnicki oraz garby i pagóry M ikołowa, Lędzin, Libiąża, Tenczynka są zrównane na poziomie 300 m n.p.m. do 320 m n.p.m. i w znoszą się ponad dnami dolin około 100 m (rys. 28, 29). W ierzchowiny garbów rozczłon- kow ują doliny wciosowe i leje źródłowe w naw iązaniu do struktury podło
ża. Podobnie odpreparow ane doliny płaskodenne i kotliny, w cięte do poziomu 200 m n.p.m., 210 m. n.p.m., dopasow ane są przez inwersję do mniej odpornych skał w antyklinach i zrębach. Płaskow yżynną konfigura
cję pow ierzchni podczw artorzędow ej stropu karbonu podkreślają tarasy strukturalne na poziom ie 2 5 0 -2 6 0 m n.p.m ., szeroko rozprzestrzenione 126 w Kotlinach: M ysłowickiej, Dąbrowskiej i Biskupiego Boru. Te
trzypozio-mowe zrównania stwierdził J. L e w i ń s k i (1914) w zlewni doliny kopal
nej Przemszy, określając fragmenty spłaszczeń o szerokości do 1 km na wysokości około 300 m n.p.m. jako drugi poziom denudacyjny i abrazyj- ny morza m ioceńskiego. Wiek i geneza zrównań niezgodności podczw ar
torzędowej są różnie interpretow ane ( S z a f l a r s k i , 1955; G i l e w s k a , 1963; D ż u ł y ń s k i et al., 1966; L e w a n d o w s k i , K a z i u k , 1982), jakkol
wiek ich pow iązanie z odpreparow aną pow ierzchnią podm ioceńską jest wyraźne ( J u r a , 1999).
Cechy ukształtow ania podczw artorzędow ych w ychodni karbonu są zbieżne w głównych rysach z rzeźbą podm ioceńską {A tlas..., 1994; rys. 3), odziedziczoną i słabo przem odelow aną przez procesy glacjalne i fluwio- glacjalne, które lokalnie były intensywne, m.in. na Garbie Tenczyńskim ( R u t k o w s k i et. al., 1999). Utwory plejstocenu w yścielają głównie od- preparowane w pliocenie i eoplejstocenie formy podmioceńskiej powierzch
ni. O dgrzebana rzeźba przetrw ała na garbach, a kotliny i doliny zostały za
sypane utworami akumulacji lodowcowej i rzecznej, częściowo zlodowa
cenia południowopolskiego i w w iększości zlodow acenia Odry. U tw orze
nie zróżnicowanej miąższościow o, do 100 m, pokrywy z utworów czw ar
torzędow ych m ożna w iązać z rucham i subsydencyjnym i, zw łaszcza w kotlinach bezodpływowych m.in. pra-K łodnicy (rys. 28) i pra-Bierawki.
Te kopalne doliny w ystępują w półrowach uskoków kłodnickiego i bełc- kiego, wzdłuż których nastąpiło kilkum etrow e odm łodzenie zrzutu ( Le w a n d o w s k i , 1993b, 1995; J u r a , 1995a, 1996a). Lokalna depresja w kotlinach zasypanych utworami czwartorzędu świadczyłaby o zdeformo
waniu powierzchni podczwartorzędowej ( 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 - M a k o w s k a , 1976). W półrowie kłodnickim powierzchnia podczw artorzędow a na podłożu utworów miocenu układa się w nieckę asym etryczną rombową, podobną do struktur z odciągania, utworzonych w reżimie działania pary sił. Odwrotnie wygląda to na półzrębie, gdzie po
wierzchnia podczwartorzędowa na utworach karbonu uformowana jest w garb z siodłami w morfostrukturę nabrzmienia z wypychania ( J u r a , 1996b, 1999).
Składowa ujemna ruchów czwartorzędowych w rowie przedkarpackim była zapewne większa podczas stagnacji lądolodu, a składowa dodatnia kompen
suje jego recesję ( L i s z k o w s k i , 1993; O s t a f i c z u k , 1995). Nierówno
mierne obciążanie dolin przez osady czwartorzędu przejawia się we współ
czesnej dynamice górotworu karbońskiego, objętego polem sił między prze
suwanymi ku wschodowi Karpatami a mało stabilną śląską częścią rowu przedkarpackiego. Na to pole działania różnych sił nakładają się osiadania terenów górniczych ( P e r s k i , J u r a , 1999) i wielkie poeksploatacyjne od
ciążanie górotworu karbońskiego, sprzyjające rozładowaniu naprężeń natu
ralnych ( J u r a 1995a, 1996b). Wydobycie pokładów węgla wywołuje także wstrząsy górnicze, częściowo zlokalizowane w strefach kompresji (transpre- sji) współczesnego pola naprężeń ( Z u b e r e k et al, 1997; T e p e r , 1998;
I d z i a k et al., 1999). 127
Stadia ewolucji niezgodności podczwartorzędowej są następujące:
• Inicjalne - w fazie attyckiej ruchy w ypiętrzające Karpaty wywołały undulacje postorogeniczne w rowie przedkarpackim i na wale metakarpac- kim. Utworzyły się zarówno niecki, przekształcane później w depocentra żwirów z Sośnicowic, jak i nabrzmienia wododziałowe m.in. w obrębie rygla krakowskiego - poprzecznej elewacji wału metakarpackiego.
• Młodociane - w późnym pliocenie globalne obniżanie poziomu morza sprzyjało rozwojowi konsekwentnej (regresywnej) sieci dolin - szerokich obniżeń podkarpackich, odw adniających Górny Śląsk ku wschodowi do zlewni morza Czarnego i ku zachodowi do zlewni basenu wielkopolskiego.
W w arunkach klim atu um iarkowanego z okresam i suchymi przeważało spłukiwanie i słaba erozja wsteczna z lokalną akum ulacją rzeczną materiału z Karpat i Sudetów (seria Gozdnicy i żwiry z Sośnicowic).
• D ojrzałe - postępujące w eoplejstocenie obniżanie bazy erozyjnej o 150 m przyspieszyło odpreparowanie twardych skał spod utworów neo- genu, wraz z formami płaskowyżów i garbów powierzchni podmioceńskiej.
Ukształtował się obszar górnej zlewni pra-Odry, odgrzebane zostały główne rysy rzeźby Wyżyny Śląsko-Krakowskiej, odtwarzającej podmioceńską sieć rzeczną na płaskowyżu górnośląskim i ojcowskim oraz na Garbie Tenczyń- skim. W mezoplejstocenie rozwijały się zlodowacenia, które w odgrzebanych dolinach nasiliły erozję z okresową akum ulacją osadów rzecznych.
• Finalne - stadium to wyznacza zlodowacenie południowopolskie, któ
re pozostawiło utwory glacigeniczne w dolinach. Uległy one częściowemu zerodowaniu przed zlodowaceniem Odry. Utwory odrzańskie wraz z rzeźbą poglacjalną z sandrami, wzgórzami kemowymi i morenowymi są szeroko rozprzestrzenione. Wychodnie utworów karbonu w neoplejstocenie oszczę
dziła peryglacjalna erozja i akumulacja zlodowacenia Wisły.
• Deformacyjne - powierzchnia podczwartorzędowa podlegała ruchom glaciizostatycznym z wyraźniejszym wynoszeniem po deglacjacji odrzańskiej o amplitudzie do 50 m. Ugięcia glacigeniczne nałożyły się na deformacje rowu przedkarpackiego i wału metakarpackiego, pochodne izostatycznego wyrównywania naprężeń między popychanymi na wschód i północny wschód Karpatami, a odciąganym rowem przedgórskim.
Pow ierzchnia niezgodności podczw artorzędow ej w stropie utworów karbonu GZW pow stała w glacigenicznym cyklu rzeźbotw órczym . Po
wierzchnia ta jest dyskordancją odgrzebaną spod osadów miocenu i konkor- dancją ukształtow aną na ich podłożu. N iezgodność podczw artorzędow a została częściowo uformowana i znajduje się nadal w rozwoju, m.in. jest przekształcana antropogenicznie, głównie przez górnictwo.
Podsumowanie
Przeprowadzone badania m orfotektoniki pow ierzchni niezgodności w Górnośląskim Zagłębiu Węglowym zostały oparte na rekonstrukcji ukształ
towania i dotychczasowej wiedzy o budowie geologicznej zagłębia. Opra
cowanie powierzchni stropu utworów karbonu przedstawia jej morfologię i deformacje tektoniczne, które rozwijały się przez około 300 min lat. W per
mie, mezozoiku i kenozoiku ta polichroniczna i poligeniczna powierzchnia niezgodności była wielokrotnie erodowana, a następnie zakrywana przez róż
norodne osady lądowe i morskie, a także utwory wulkaniczne i lodowcowe.
Scharakteryzowano sześć jednowiekowych powierzchni niezgodności, odpo
wiadających okresom geologicznym. Dla powierzchni podpermskiej, podtria
sowej, podjurajskiej, podkredowej, podmioceńskiej i podczwartorzędowej określono położenie geologiczne - stratygrafię granicy i deformacje tekto
niczne. Analiza treści map geologiczno-strukturalnych i paleogeograficznych niezgodności jednowiekowych rozszerzyła interpretację morfologii o struk
tury litologiczne i tektoniczne podłoża oraz strefy wietrzenia. Wyniki badań paleogeomorfologicznych niezgodności uszczegółowiły historię rzeźbotwór- czą, której poznanie umożliwiło rozważania o rozwoju sedymentacyjnego zakrywania, wpływu transgresji na rzeźbę i subsydencji na deformacje.
Ewolucja każdej niezgodności składa się na historię erozji i zakrywania utwo
rów węglonośnych karbonu zagłębia.
Nadanie wyższej rangi badaniom morfotektoniki niezgodności rozszerza dotyczczasowe opracowania z geologii regionalnej, historycznej i paleogeo
grafii, a przede wszystkim stratygrafii i tektoniki (geologii strukturalnej) oraz sedymentologii. Zrekonstruowanie rzeźby pogrzebanej było możliwe tylko z wieloma założeniami i często z dużym uproszczeniem, proporcjonalnym do rozpoznania zarówno przem odelow ania form podczas transgresji, jak i deformacji związanej z subsydencją, a później wypiętrzaniem. Sklasyfiko
wanie morfologiczno-strukturalne form, ciągów rozwojowych i typów rzeź
by umożliwiło ocenę wartości wskaźników głębokości erozji, grubości zde- nudowanych warstw, a naw et w ysokości w ypiętrzenia i położenia bazy 129
9 M orfo tek to n ik a.
erozyjnej lokalnej lub absolutnej, morskiej. Interpretację morfometrii uzu
pełniły przesłanki m.in. o głębokości strefy wietrzenia, położeniu paleozwier- ciadła wód podziem nych i rozw oju zjaw isk krasow ych. Zinterpretow ane param etry w ielkości erozji uw zględniające rodzaj m ateriału znoszonego z lądu są porównywalne z sedymentacją w przyległych basenach. W bada
niu historii erozji ważną rolę odegrała znajomość czynników klimatycznych i ruchów tektonicznych, warunkujących zmiany poziomu morza.
Genezę rzeźby fluwialno-denudacyjnej i abrazyjno-transgresywnej nie
zgodności istotnie uzupełniły badania utworów granicznych, złożonych z pokryw wietrzeniowych i osadów terygenicznych. Ważnym wskaźnikiem ukształtowania obszarów alimentacyjnych okazały się utwory zakrywające pow ierzchnię erozyjną, jakkolw iek pochodzenie osadów klastycznych i ewaporatowych jest bardzo różnie interpretowane, np. depozycja żwirów na pedyplenie lub ogromna ilość soli w basenach molasowych. Poznanie historii erozji utworów GZW starano się wykorzystywać m. in. do odtwa
rzania denudacji złoża węgla i jego odm etanow ania oraz do wyjaśniania tworzenia barier dla ascenzyjnych wód z frontami mineralizacji i strącania minerałów siarczkowych w utworach wapienia muszlowego.
Wielokierunkowe analizy ukształtowania niezgodności GZW złożyły się na określenie zakresu badań morfotektonicznych od struktur tektonicznych inicjujących rozwój rzeźby, odporności i położenia skał podłoża, przez ruchy tektoniczne i eustatyczne, kontrolujące przebieg procesów erozyjnych w uzależnieniu od klimatu, aż do sedymentacji zakrywajacej i deformacji podczas subsydencji oraz wypiętrzania. Badania morfotektoniczne różnowie- kowej niezgodności w stropie karbonu GZW pozwoliły na pełniejszy opis jednowiekowych niezgodności: synorogenicznej podstefańskiej, tafrogenicz- nej (podmolasowej) podpermskiej, postorogenicznej (podpokrywowej) pod
triasow ej, platformowej (śródpokryw ow ej) talasokratycznej podjurajskiej i podkredowej oraz postepejrogenicznej (podpokrywowej) podmioceńskiej, także synorogenicznej (podm olasowej) przedkarpackiej, a w mniejszym stopniu glacigenicznej powierzchni podczwartorzędowej (tab. 6).
N iezgodność podperm ska rozciąga się w spągu utworów wulkanokla- stycznych czerwonego spągowca permskiego rowu Sławkowa, którego re
likty zachowały się w północno-wschodniej części GZW (rys. 9, 10). Fałdo
wanie w fazie asturyjskiej i wypiętrzanie w fazie uralskiej ukształtowało pa
sma górskie fałdowo-nasuwcze od zachodu i fałdowo-intruzywne od północ
nego wschodu o deniwelacjach do 2000 m. Zgodnie ze strukturą skał kar
bonu w zapadlisku górnośląskim powstało obniżenie śródgórskie - tafroge- niczny rów Sławkowa. W warunkach klimatu chłodnego i suchego (tab. 6) rozwinęły się: konsekwentna sieć wciosów na podłożu węzłów tektonicznych i antyklinalnych grzbietów oraz strefy w ietrzenia o grubości około 30 m w etapie erozyjnym 5-10 Ma. U podnóża grzbietu dębnicko-siewierskiego powstały stożki piedmontowe z serii przederuptywnej o miąższości około 130 200 m, odpowiadające zrównywaniu i denudacji grzbietów przez okres około
10
Schemat ewolucji niezgodności w stropie utworów karbonu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego Diagram of the discordances evolution in the top surface of the Carboniferous in the Upper Silesian Coal Basin
T a b e l a 6
10 Ma. W czerwonym spągowcu wulkanizm postorogeniczny fazy saalskiej świadczy o założeniu rowu typu pull-apart. Zapadliska w ypełniła seria eruptywna zlepieńców porfirowo-wapiennych z wulkanitami o miąższości do 150 m i tufami o grubości do kilkudziesięciu metrów. Deniwelacje zm niej
szyły się, a w lokalnych obniżeniach typu playi deponowały osady piaszczy- sto-mułowe i ilaste z gipsem serii naderuptywnej o miąższości do 600 m.
Czas zakrywania w czerwonym spągowcu trwał blisko 20 Ma i stabilizacji denudacyjno-sedymentacyjnej w cechsztynie - 10 Ma.
Powierzchnia podpermska wielokrotnie zmieniała strukturę tektoniczną, zwłaszcza w fazie saalskiej i podczas inwersji rowu w cechsztynie, z praw
dopodobnym odwróceniem zrzutów uskoków rowu Sławkowa. Niezgodność podperm ska ma charakter pow ierzchni diastroficznej, ukształtowanej w późnowaryscyjskim, tafrogenicznym (postorogenicznym) cyklu morfotek- tonicznym. Rozdziela piętro fałdowe orogenu waryscyjskiego od podpiętra molasowego tafrogenicznego i przedgórskiego w cechsztynie, położonego na północ od zapadliska górnośląskiego.
N iezgodność podtriasow a o morfologii zbliżonej do wyżyny jest w za
głębiu szeroko rozprzestrzeniona (rys. 4). Późnowaryscyjskie ruchy diktyo- geniczne górotworu o powierzchni dyskordantnej morfotektonicznie z niskimi górami (pasm m oraw sko-śląskiego i siew iersko-dębnickiego) i kotlinami (playi Sławkowa i Liplasu) zainicjowały rozwój sieci dolin w synklinach i kotlinach zapadliskowych (rys. 11, 12, 13) w okresie 15 Ma. W dolnym triasie klimat suchy (podzwrotnikowy) oraz podnoszenie poziomu morza o 100 m (tab. 6) sprzyjały wyścieleniu kotlin grubą zw ietrzeliną gruzowo- -pylastą ze skorupami żelazistymi, podścieloną strefą wietrzelisk z Suminy o miąższości rzędu 15-20 m. Z rozmywanych zwietrzelin i redepozycji alu- wiów powstały osady przybrzeżne formacji świerklanieckiej, które wypełniły doliny i kotliny do wysokości około 20-25 m na wybrzeżu górnośląskim o urozmaiconej zatokowej linii brzegowej. Pogrzebanie niezgodności pod
triasowej przez osady morskie retu (od 22 m do 48 m) i wapienia muszlo- wego o m iąższości do 150 m doprow adziło w ciągu 5 Ma do zakrycia utworów karbonu i permu w centrum i na północy GZW. W południowej jego części rozciągało się wybrzeże lądu sudecko-śląskiego.
Od momentu zakrycia powierzchni erozyjnej w pstrym piaskowcu roz
poczęła się subsydencja, a później stabilizacja denudacyjno-sedymentacyj- na w górnym triasie - trwające przez około 25 Ma (tab. 6). Powierzchnia niezgodności podtriasowej jest dyskordancją postorogeniczną, a zarazem pod- pokryw ow ą m ezozoiku platform y środkow oeuropejskiej, ukształtow aną w postwaryscyjskim cyklu morfotektonicznym. Niezgodność ta o morfolo
gii pedypleny świadczy o zrównaniu górotworu fałdowo-intruzywnego i jego konsolidacji izostatycznej.
Niezgodność podjurajska jest powierzchnią o reliefie nizinnym (rys. 4, rys. 14). Podczas epejrogenezy starokimeryjskiej podniosły się platformy abrazyjno-regresywne zakryte iłami kajpru, a erozja odsłoniła twardsze wa- 131
Q *
pienie triasu oraz utwory karbonu. Ciepła i półsucha dziedzina morfoklima- tyczna sprzyjała erozji i rozwojowi rzeźby odwróconej względem struktur podłoża - wklęsłodennych dolin antyklinalnych i zrębowych przez okres 5 Ma.
W Hasie trwała przedtransgresywna denudacja, sedymentacja i redepozycja na równinie zalewowej z ujściami dolin, w których akumulował materiał żwiro
wy. Na wybrzeżu rozwijały się namorzyny i torfowiska z sedymentacją ciem
nych iłów. W doggerze impuls transgresywny spowodował zakrycie powierzch
ni podjurajskiej piaskami i zlepieńcami oraz przekraczająco marglami i wa
pieniami w keloweju (tab. 1). Miąższość utworów transgresywnych rzędu 10 m świadczy o silnym wygładzeniu reliefu niezgodności w południowo-wschod
niej części GZW. Zakrywanie osadami i ich erozja trwały 40 Ma. W malmie wzdłuż Jury Krakowskiej rozwijały się kopce mułowe i przez 10 Ma trwała sedymentacja wapieni skalistych. Na obszarze GZW rozciągała się podwodna tarasa abrazyjna i regresywna w czasie około 5 Ma (tab. 6).
Powierzchnia poddoggerska w GZW podczas subsydencji uległa słabym deformacjom w odniesieniu do basenu środkowopolskiego i silniejszym ru
chom w części południowej na tworzącym się labilnym szelfie Tetydy (faza młodokimeryjska). Główne deformacje niezgodności są młodsze. N iezgod
ność podjurajska uformowała się w starokimeryjskim epejrogenicznym cy
klu morfotektonicznym. Ta dyskordancja niskokątowa i panakordancja śród- pokrywowa epiwaryscyjskiej platformy środkowoeuropejskiej jest końcową form ą zrów nywania niziny nadm orskiej w warunkach talasokratycznych.
N iezgodność podkredow a występuje poza granicami erozyjnymi GZW, niemniej pokrywa kredowa obejmowała znaczny obszar wychodni karbonu (rys. 4, 15). Na powierzchni regresji w wołgu (tab. 6) i na tarasach zostały odgrzebane utwory karbonu (powierzchni podjurajskiej). W subtropikalnym klimacie dolnej kredy nasiliło się wietrzenie laterytowe i denudacja w okre
sie 45 Ma. Tarasy równiny nadmorskiej w yścieliły piaski, redeponowane w albie i podczas transgresji w cenomanie, turonie oraz senonie w ciągu 15 Ma (w tym 6 Ma abrazji). Utwory transgresywne w okolicach Krakowa i w niecce opolskiej osiągnęły miąższość około 100 m, która jest m iarą de
niwelacji tarasu górnośląskiego w kredzie, a zarazem form wybrzeża abra- zyjnego na pow ierzchni podkredow ej. Wyspa górnośląska została cał
kowicie zrównana, a następnie zatopiona w okresie 15 Ma z wynurzeniami przez 5 Ma.
Niezgodność podkredow a uległa w ielkoprom iennem u ugięciu podczas subsydencji w nieckach miechowskiej, opolskiej i morawskiej o amplitudzie rzędu kilkuset metrów. Fałdowanie i uskokowanie w fazach środkowoalpej- skich utworzyło monoklinę śląsko-krakowską oraz m orfostrukturę gór nad
brzeżnych Tetydy. Pow ierzchnia niezgodności podkredowej pow stała w młodokimeryjskim epejro- i talasogenicznym cyklu morfotektonicznym.
Jest panakordancją śródpokryw ow ą i dyskordancją przekraczającą zasięg utworów kimerydu. Powierzchnia ta rozdziela podpiętro pokrywowe utwo- 132 rów triasu i jury od podpiętra osadów kredy (tab. 6).
Pow ierzchnia podm ioceńską tworzy granicę o złożonej morfostruktu- rze i genezie (rys. 16, 17, 18). Wraz z wypiętrzaniem gór fałdowo-pokry- wowych (epejrogenicznych) o konkordancji morfotektonicznej obszar GZW znalazł się na wysokim brzegu oceanu Tetydy. W okresie paleogenu (45 Ma) zaistniały dogodne warunki do inwersji struktur fałdowych i formowania progów strukturalnych oraz niecek tropikalnych na podłożu utworów kar
bonu (tab. 6). Góry nadbrzeżne Tetydy zostały silnie rozczłonkowane przez system dolin płaskodennych w szacie. Erozja wsteczna wygładziła formy mię- dzydolinne (rys. 19 i 20). Na grzbietach górskich wypaliły się wychodnie pokładów węgla i powstały strefy wietrzenia (rys. 21-23). W dolnym mio
cenie zaznaczyło się względne obniżanie (fałdowanie Karpat w fazie saw- skiej) i spadek siły erozyjnej w zw iązku z ingresjam i m orza Paratetydy w głębokie doliny, zamienione w kaniony podmorskie z sedymentacją for
macji z Zawoi. W kotlinach górskich gromadziły się osady kłodnickie. Trans
gresja w eggenburgu zainicjowała wypełnianie kanałów depozycyjnych przez molasę karpacką (formacje z Suchej, Stryszawy i Zebrzydowic o miąższo
ści do 1000 m). Nasunięcie czoła Karpat w fazie styryjskiej i rozszerzenie transgresji w badenie do wginanego rowu przedgórskiego wznowiło zasy
pywanie reliefu karbonu przez utwory dębowieckie, skawińskie i wielickie 0 miąższości do 1300 m (rys. 24, 25, 26). Zakrywanie utworów karbonu trwało 10 Ma. Po trzeciej ingresji w późnym badenie i po kolejnym nasu
nięciu Karpat w fazie mołdawskiej rów przedkarpacki na Górnym Śląsku wypełniła formacja gliwicka o grubości do 400 m (rys. 17). W sarmacie rów zasypała molasa lądowa formacji kędzierzyńskiej o miąższości do 200 m, a później, po fazie wołowskiej formacji sośnicowickiej - o miąższości do
100 m. Depozycja i subsydencja w miopliocenie trwała 10 Ma.
Powierzchnia podmioceńską była w ielokrotnie deformowana, głównie przez uskoki schodowe w fazie styryjskiej i mołdawskiej oraz przez ugięcie w homoklinę części wewnętrznej rowu przedkarpackiego i w wał metakar- packi na przedpolu. A m plituda ugięcia ku południow i wynosi do 5 km na dystansie 50 km (rys. 4 i 7.3).
Pow ierzchnia podm ioceńską rozw inęła się w m łodoalpejskim cyklu morfotektonicznym na podłożu epejrogenu fałdowo-pokrywowego platfor
my środkowoeuropejskiej. Jest też dyskordancją po d m o laso w ą- rowu przed
górskiego Karpat (rys. 3).
Niezgodność podczw artorzędow ą tworzą utwory glacigeniczne, zakrywa
jące płatowo utwory karbonu, a także permu, mezozoiku i neogenu. W eoplej
stocenie obniżanie bazy erozyjnej o 150 m (tab. 6), przyspieszyło odprepa- rowanie twardych skał spod utworów neogenu wraz z formami płaskowyżów 1 garbów powierzchni podmioceńskiej (rys. 28 i 29). W mezoplejstocenie rozwijały się zlodowacenia, ożywiające erozję w odgrzebanych dolinach z okresową akumulacją osadów rzecznych. Zakrywanie dolin na powierzchni erozyjnej rozpoczęły utwory zlodowacenia południowopolskiego. Utwory odrzańskie są szeroko rozprzestrzenione wraz z rzeźbą poglacjalną: sandrami, 133
wzgórzami kemowymi i morenowymi. W neoplejstocenie peryglacjalna ero
zja i akumulacja zlodowacenia Wisły zaznaczyły się słabo.
Powierzchnia podczwartorzędowa podlegała ruchom glaciizostatycznym z wyraźniejszym wynoszeniem po deglacjacji odrzańskiej o amplitudzie do 50 m. Ugięcia glacigeniczne nakładały się na geodynamiczne deformacje rowu przedkarpackiego i wału metakarpackiego, pochodne izostatycznego wyrów
nywania naprężeń generowanych między popychanymi na wschód i północny wschód płaszczowinami Karpat a odciąganym rowem przedgórskim.
Pow ierzchnia niezgodności podczw artorzędow ej w stropie utworów karbonu Górnośląskiego Zagłębia W ęglowego powstała w glacigenicznym cyklu rzeźbotwórczym. Jest to niezgodność częściowo uformowana, znajdu
jąca się nadal w rozwoju z silnymi przekształceniami antropogenicznymi, zwłaszcza wywołanymi przez eksploatację węgla.
Wyniki badań morfotektonicznych niezgodności występujących w zagłę
biu wniosły istotne uzupełnienia do rozpoznania geologicznego złoża węgla kamiennego m.in. w zakresie:
• uszczegółowienia klasyfikacji geometrycznej struktur tektonicznych o ich odwzorowanie na powierzchni stropowej karbonu w różnym czasie i w od
miennych warunkach rzeźbotwórczych,
• uściślenia wieku tektoniki i rozróżniania form pasywnych i aktywnych rzeźbotw órczo oraz nałożonych struktur i deform acji ugięciow ych po
wierzchni niezgodności jednowiekowych,
• wyróżnienia jednostek morfologicznych i tektonicznych w układzie wza
jem nych zależności i hierarchii od mega- do m ezoskopow ych oraz od małych form do form kolejno nadrzędnych,
• potwierdzenia ciągłej ewolucji powierzchni niezgodności w stropie kar
bonu zagłębia, zgodnie z teorią cykli paleogeomorfologicznych - od sta
dium inicjującego, ruchów orogenicznych lub epejrogenicznych, przez strukturalne modelowanie i zrównywanie reliefu, aż do stadium finalnego zakrywania osadami transgresywnymi morza i do stadium deformacyjne- go, razem składających się na cykl morfotektoniczny,
• rozwoju rzeźby różnowiekowej niezgodności w stropie karbonu, jej ge
nezy i wieku, począwszy od zapadliska górnośląskiego w orogenie wary- scyjskim z magmatyzmem w obramowaniach i wulkanizmem, poprzez rzeź
bę epikontynentalną w mezozoiku, do morfogenezy młodoalpejskiej Kar
pat Zachodnich i śląskiej części rowu przedkarpackiego z wałem metakar- packim oraz zlodowaceń kontynentalnych w plejstocenie.
W opracowaniach morfotektoniki niezgodności narzuca się zwykle ko
lejność badań od najstarszych do najmłodszych, ze szczególnym uwzględ
nieniem rozw oju paleogeom orfolgicznego i deform acji niezgodności.
Z punktu widzenia ewolucji powierzchni stropu karbonu równie interesują
ce byłoby opracowanie geosynoptyczne niezgodności jednowiekowych w ko
lejności od najmłodszej do najstarszej. Dobrze rozpoznane struktury w głęb
ne w Górnośląskim Zagłębiu Węglowym są wzorcem geosynoptycznego po- 134 dejścia badaw czego do niezgodności w obszarach ponadregionalnych.
Literatura
A l e k s a n d r o w s k i P., 1995: Rola wielkoskalowych przem ieszczeń przesuwczych
A l e k s a n d r o w s k i P., 1995: Rola wielkoskalowych przem ieszczeń przesuwczych