W ukształtowaniu niezgodności podliasowej wyróżnia się na obszarze Polski ląd sudecki i śląsko-krakowski, który opada tarasem potriasowym do row u K alisz-K am ieńsk (rys. 14). Ląd i taras płatow o zakryw ają żwiry połomskie i zalegające przekraczająco utwory od hetangu do toarsu (D a y - c z a k - C a l i k o w s k a , 1997). Na górnej stronie niezgodności poddoggerskiej 83
w formie odlewów zaznaczają się płytkie koryta rzek meandrujących na rów
ninie zalewowej, które w ypełniają żwiry połomskie. Osady tych dolin mogą być świadectw em przem ieszczenia i nagrom adzenia m ateriału z pustyni żwirowej norycko-retyckiej o topografii podobnej do wyżyny. Ten materiał żw irow y redeponow any i przem yw any zalegał u podnóża rozcinanych płaskowyży i garbów na południu GZW, wyniesień Rzeszotar i Krakowa oraz garbów płaskowyżu Moraw. Wysokości względne garbów można szacować na około 200 m ponad dna dolin. Końcow ą resedymentację żwirów należy odnosić do szybkiego podnoszenia poziomu oceanu światowego ( H a q et al., 1987; G o l o n k a et al., 1997) w warunkach klimatu cieplarnianego o re
żimie ciepłym i suchym ( F r a k e s et al., 1992) (tab. 6). Inną przesłanką dol- nojurajskiej morfologii na obszarze GZW jest położenie zwietrzelin, glinek mirowskich i grójeckich występujących w podłożu utworów transgresywnych batonu. Glinki są produktem intensywnego wietrzenia kaolinitowego, w tym przypadku arkoz kwaczalskich, w ciepłym oraz okresowo ciepłym i wilgot
nym klimacie ( G r a d z i ń s k i , 1972). W tej strefie morfoklimatycznej wgłę
biania zrównań (tab. 3) przeważa wietrzenie chemiczne i tw orzą się pokry
wy kaolinowe oraz szeroko rozprzestrzenione lateryty w zagłębieniach na pła
skowyżach ( K l i m a s z e w s k i , 1978). Zwietrzeliny te mogły się zachować w obniżeniach poniżej platformy abrazyjnej w okolicy wzgórz: M irowskie
go i Kajasówski. M aksym alną deniwelację reliefu powierzchni stropu kar
bonu w liasie można ocenić na około 80-100 m, podobnie jak w rejonach sąsiednich ( J u r k i e w i e ż o w a , 1967; K o n i o r , 1974). Znacznie wyżej mógł się wznosić obszar południowy podkarpacki GZW ( R ó ż k o w s k i et al.,
1979).
W odniesieniu do bruzdy środkowopolskiej, wypełnionej osadami triasu o miąższości około 2000 m, jej względnym ekwiwalentem subsydencji był ląd śląsko-krakow ski, w yniesiony ponad 1000 m (rys. 14). Postępująca w jego stronę transgresja w liasie zajęła taras śląsko-krakowski o szeroko
ści ponad 100 km po linię O dra-W isła. Odtwarzanie morfotypów sprzed sil
nego impulsu transgresji w karyksie jest utrudnione, ponieważ wkraczała ona na skały silnie zwietrzałe, okryte grubą pokryw ą w ietrzeniow ą gruzowo-gli- niastą, właściwą dla tropikalnej dziedziny morfoklimatycznej. Formy uprzed
nie były chronione i słabo przekształcone przez abrazję, którą ham ował materiał zwietrzelin. Dopiero silna transgresja w doggerze zatopiła w ygła
dzone formy wybrzeża i pogrzebanych koryt rzecznych. Szerokie rozprze
strzenienie uzyskała zapewne powierzchnia podbatońska, zrównana abrazyj- nie aż do południowych Moraw, jakkolw iek jednoznaczne ustalenie pierw ot
nego zasięgu osadów doggeru na obszarze GZW jest dyskusyjne (D а у с z a k- - C a l i k o w s k a , 1997).
Rozszerzenie interpretacji morfologii podjurajskiej można uzyskać z ana
lizy paleogeografii górnego triasu, a więc okresu początkowego rozwoju rzeź
by. Pierwsze formy zaczęły powstawać wraz z powolnymi ruchami epejro- 84 genicznym i w fazie labińskiej po regresji m orza w apienia muszlowego.
Zapisem historycznym tego ciągu zdarzeń w kajprze jest resztkowa sedymen
tacja w lagunie chrzanowskiej i lublinieckiej (rys. 11, 14). W ynurzenie powierzchni dolomitów wapienia muszlowego i wychodni utworów karbo
nu było minimalne, ponieważ jego ekwiwalentem denudacyjnym są ilasto- -dolomityczne sedymenty (formacja chrzanowska i bolesławiecka), których materiał pochodził z najbliższego otoczenia sebkhi chrzanowskiej w klima
cie gorącym półsuchym ( B i l an, 1976). Kolejne obniżenie bazy erozyjnej wraz z ruchami epejrogenicznymi fazy eokimeryjskiej (hiatus między kaj- prem i retykiem) zostało odnotowane ożywieniem erozji, zarejestrowanym przez korelatywną serię mułowo-piaszczystą formacji grabowieckiej, zdepo
now aną w środowisku jeziornym i rzecznym na regresywnej równinie alu- wialnej w odziedziczonej kotlinie (sebkhce) chrzanowskiej. W warunkach klimatu ciepłego półpustynnego, z okresami suchymi i wilgotnymi (F г а к e s,
1979), wietrzenie i denudacja wyrównały relief, którego ekwiwalentem są osady warstw gipsowych dolnych z dolomitem granicznym (formacji chrza
nowskiej) i piaskowcem trzcinowym (formacji bolesławieckiej), utworzonym podczas ingresji ( B i l a n , 1976; G a j e w s k a , 1997). Formację bolesławiec
ką reprezentują różne litofacje: od żwirowców i piaskowców przez serie mu- łowcowe do wapieni i dolomitów o łącznej miąższości około 50 m. Ich se
dym entacja odbyła się w płytkim rozlew isku typu brakicznego w zatoce chrzanowskiej - między półwyspem małopolskim a lądem sudecko-śląskim.
W górnym kajprze basen środkowopolski cofnął się o około 20-30 km na północ i opuścił zatokę chrzanowską, głównie w wyniku zmiany klimatu na bardziej suchy i gorący (tab. 6). W yróżnia się przednorycką lukę sedymen- tacyjno-erozyjną, zapisaną w przesunięciu resztkowego basenu na wschód i w łagodnym pochyleniu lądu sudecko-śląskiego na północny wschód (G a j e w s k a , 1997).
W noryku-retyku powraca sedymentacja w zatoce chrzanowskiej. Utwo
rzyły się w niej iłowce brązowe i szarozielone, plamiste, z mułowcami sza
rymi zawierającymi florę, oraz wkładki iłowców wiśniowych z powłokami węglanowymi i gruzłami caliche przy stropie. Te pokrywy wietrzeniowe są miejscami zsilifikowane ze skorupami typu hardpan ( P i e ń k o w s k i , 1997) lub zdolomityzowane. Wyżej ległe utwory brekcji i zlepieńców węglanowych oraz mułowce ze sferolitami syderytowymi, iły pstre i glinki białawoszare z różowymi przewarstwieniami interpretuje się jako pokrywy wietrzeniowe z resedym entacją w strefie granicznej z lądem (przybrzeżnej), do której do
pływał materiał ze zrównanego obszaru, płaskowyżu lub pedepleny sudec- ko-śląskiej. W retyku utworzyły się playa wypełnione przez wapienie woź- nickie i formację z Lisowa o miąższości do 90 m ( G ą s i o r o w s k i , P i e k a r s k a , 1986; H e l i a s z et al., 1994). Brekcja lisowska facjalnie zazębia się ze zlepieńcami węglanowymi i piaskowcami litycznymi, których pozy
cja stratygraficzna i geneza wzbudzają kontrowersje (Z n o s к o, 1955; D e с z- k o w s k i , 1997). Ich depozycja mogła mieć miejsce w warunkach klimatu półsuchego (tab. 6) w wyniku spłukiwania, którego pozostałością były osa- 85
dy żw irów koryt rzecznych lub stożków napływ ow ych. W ystępujące w wyższych partiach profilu wapienie woźnickie są trawertynami i w apie
niami jeziornym i ( G ą s i o r o w s k i , P i e k a r s k a , 1988). Środowisko sedy
mentacji tych osadów u schyłku retyku zbliżyło się do występujących na pustyni żwirowej, która przypuszczalnie obejmowała częściowo obszary przy
ległe, w tym przypadku GZW.
Zmiany paleogeograficzne w dolnej i środkowej jurze, w obrębie morza środkowopolskiego i na lądzie śląsko-krakowskim, dostarczają przesłanek do odtw arzania rozw oju grzebania rzeźby niezgodności poddoggerskiej (rys. 14). Zmiana klimatu w liasie na coraz bardziej wilgotny (tab. 6) oraz wzrost opadów ( F r a k e s et al., 1992) umożliwiły nasilenie erozji garbów i płaskowyżów na obszarze wychodni karbonu GZW, a także rozmywanie osadów żwirów zdeponowanych u podnóża płaskowyżu sudecko-śląskiego.
Te uwarunkowania morfologiczne i klimatyczne potwierdza akumulacja drob
noziarnistego materiału w najniżej położonych depocentrach pokajprowych i m ateriału żw irow ego w arstw połom skich w korytach rzek okresowych.
Dalsze zasypywanie równi zalewowych i obszarów kotlin na północ od GZW, przez osady ilasto-mułkowe liasu, jest odzwierciedleniem spadku siły nośnej rzek, charakterystycznym dla obszarów o rzeźbie zrównanej i przygotowa
nej do transgresji morskiej, która nasiliła się w doggerze (tab. 1). Hipote
tyczne formy wklęsłodenne najprawdopodobniej rozciągały się u podnóży progów strukturalnych na czołach warstw: konglom eratów autunu, arkozy kwaczalskiej, serii piaskowcowych krakowskiej i górnośląskiej, węglanów dinantu i dewonu, a zwłaszcza kulmu morawskiego. A bsolutna baza erozyj
na w liasie znajdowała się na północ od GZW, lokalna zaś w przetrwałych kotlinach: chrzanowsko-bolesławieckiej i lublinieckiej, do których znoszo
ny materiał drobnoklastyczny pochodził głównie z cofanych progów usko
kowych i rozcinanych garbów antyklinalnych.
Na przełomie liasu i doggeru ciepły i w ilgotny klimat strefy podzwrot
nikowej i tropikalnej na lądzie górnośląskim sprzyjał rozwojowi penepleny z formami odwróconymi względem struktury podłoża, podobnie jak współ
cześnie ( K l i m a s z e w s k i , 1987). Zrównywanie dopełniły osady na płytko- wodnych brzegach i abrazja transgredującego morza. Na płaskim wybrzeżu ze słabo zróżnicow aną plażą płytkiego i ruchliw ego m orza tropikalnego ( D a y c z a k - C a l i k o w s k a , 1997) istotną rolę geom orfologiczną odgrywały namorzyny. M angrowia łagodziły procesy niszczenia brzegu ( L e o n t i e w et al., 1982), a intensywny ich rozwój został zapisany w osadach w ęglono
śnych liasu. O wyrównanym charakterze rzeźby wybrzeża świadczy obecny, lokalny zasięg utworów plażowych. Platformy abrazyjne objęły cały obszar GZW. Morze doggeru zalało garby i półwyspy w jego centrum i na zacho
dzie (rys. 14). Z rozkładu miąższości pokrywy jurajskiej, wzrastającej od 100-250 m do 1000 m ku ENE ( K o n i o r , 1978), można sądzić o deniwe
lacjach rzeźby rzędu 150-200 m w centrum GZW. N a południu Moraw, 86 blisko brzegu północnego Tetydy ( D e r c o u r t et al., 1990) lub na jego szelfie
( M e n ć i k et al., 1983; E l i a s , E l i ä s o v ä , 1984), deniw elacje mogły przekraczać 500 m, także z uwagi na tektoniczną interpretację założeń bruzdy morawskiej ( C e c h , Z e m a n , 1988). Na obrzeżach lądu sudecko-śląskiego panowały w doggerze warunki klimatyczne dogodne do formowania progów strukturalnych i do rozwoju inwersyjnych form rzeźby względem struktury podłoża ( J u r a , 1988). Rozcięte zostały m.in. garby zrębowe i antyklinalne Rzeszotary-Kraków na południu i na zachodzie GZW. W odziedziczonych z górnego triasu dolinach synklinalnych i rowach uskokowych erozję hamo
wała okresowa akumulacja aluwialna ( P i e ń k o w s k i , 1997).
Abrazja morska w doggerze i malmie stopniowo zrównała rzeźbę uprzed
nią, lokalnie z odziedziczonymi klifami na twardych skałach, m.in. porfirów w Zalasie ( D ż u ł y ń s k i , 1955). Osady transgresywne keloweju wyrównały płaskie w ybrzeże rów noległe ( T a r k o w s k i , 1989) od strony północno- -wschodniej i wschodniej oraz strome w południowo-zachodniej części GZW (typu riasowego poprzecznego). Równocześnie nadm orska nizina destruk
cyjna (denudacyjno-sedymentacyjna) i równina akumulacyjna były pochy
lane ku osi subsydencji basenu w ślad za frontem transgresji z kierunku północnego i północno-w schodniego oraz ze w schodniego i południowo- -wschodniego. Zapisem ugięcia je st też przekraczające ułożenie osadów doggeru (rys. 14). Abrazja na podwodnych równinach podmorskich i sedy
mentacyjne pogrzebanie rzeźby utworami morskimi doprowadziły do prze
m odelow ania niezgodności poddoggerskiej. Dalszy rozwój transgresji w oxfordzie spowodował zatopienie półwyspu górnośląskiego i utworzenie płytkiego wału podmorskiego ( M a t y j a , W i e r z b o w s k i , 1996). W kime- rydzie morze stopniowo wycofało się, inicjując kolejny etap denudacji utwo
rów karbonu. Dynamice zmian eustatycznych w malmie towarzyszyły defor
macje ( K u t e k , 1996) i duże zm iany subsydencji, odpow iadające nagro
madzeniu około 2000 m osadów doggeru i malmu w bruździe środkowopol- skiej, ze średnim przyrostem od 50 m do 120 m/mln lat (D a d l e z, M a r e k , 1997). W późnej jurze ekstensja z osi bruzdy mogła się przenosić w stronę GZW, której wyrazem strukturalnym są zapewne drobne fleksury w wapie
niach jurajskich i ugięcia powierzchni podjurajskiej.
Stadia ewolucji niezgodności podjurajskiej były następujące:
• Inicjalne - w górnym triasie względne podniesienie doprowadziło do regresji i zaniku sebkhi chrzanowskiej i innych na północ od GZW. Na podw odnych płyciznach zalegało dużo m ateriału m ułow o-piaszczystego formacji grabowskiej, który uległ intensywnemu rozmywaniu za wycofują
cym się na północ morzem retyku. Powstała powierzchnia epejrogeniczna - regresywna panakordantna morfotektonicznie.
• Młodociane - podczas epejrogenezy starokimeryjskiej powolne wynu
rzanie rozszerzyło pow ierzchnie platform abrazyjno-regresywnych. Skały mało odporne (tu iły kajpru i pokrywy wietrzeniowe) były erodowane, aż do odgrzebania twardszych skał wapieni triasu i utworów karbonu. Ciepła i półsucha dziedzina morfoklimatyczna sprzyjała zarówno rozwojowi rzeź- 87
by odwróconej względem struktur podłoża, jak i intensywnem u wietrzeniu chemicznemu.
• Dojrzałe - na podniesionym wybrzeżu, wale sudecko-śląsko-małopol- skim zam ierały platform y abrazyjne z klifam i na podłożu warstw słabo odpornych, a rozwijały się wklęsłodenne doliny. Na skałach odpornych for
mowały się progi strukturalne. Podniesione bencza (w centrum i w północ
nej części GZW) mogły tworzyć schodowe tarasy akumulacyjne, w yścielo
ne materiałem żwirowym.
• Starcze - na przełomie retyku i liasu wklęsłodenne doliny antyklinalne lub półzrębowe odwadniały szerokie tarasy nadmorskie u podnóży progów strukturalnych. Drobny materiał był wypłukiwany i zmywany w warunkach klimatu subtropikalnego, półsuchego. Pozostawało odpylone i odpiaszczone rezyduum grubookruchowe. W nieckach tropikalnych spłukiwany materiał zw ietrzelin piaskow ców arkozow ych utw orzył w arstw y glinek. W liasie rozpoczęła się długotrw ała przedtransgresyw na denudacja, sedym entacja i redepozycja na równinie zalewowej z ujściami dolin, w których akumu- lowany był materiał żwirów warstw połomskich. Na brzegach rozwijały się namorzyny i torfowiska oraz sedymentacja iłów i piasków.
• Finalne - w doggerze impuls transgresywny spowodował zagrzebanie niezgodności podjurajskiej osadami morskimi piaszczysto-żwirowymi (tab. 1).
Lokalnie na odsypach brzegowych utworzyły się muszlowce. W ułożeniu przekraczającym zalegają zlepieńce, piaszczyste margle, wapienie oolitowe (balińskie), które reprezentują kelowej. Miąższość utworów transgresywnych wynosi około 10 m i świadczy o silnym w ygładzeniu reliefu w południowo- -wschodniej części GZW. W malmie rozwijały się kopce mułowe i trwała sedymentacja wapieni skalistych, a na obszarze GZW rozciągała się zapew
ne podwodna równina abrazyjna.
• Deformacyjne - powierzchnia poddoggerska ulegała w zagłębiu słabym deformacjom podczas subsydencji w odniesieniu do basenu środkowopol- skiego, natomiast silniejszym ruchom w części południowej na tworzącym się labilnym szelfie Tetydy (faza młodokimeryjska). Główna deformacja nie
zgodności podjurajskiej wiąże się z fałdowaniem i uskokowaniem w fazach środkowoalpejskich. Znacząca zmiana położenia powierzchni niezgodności podjurajskiej jest zapisana w strukturach homokliny podbeskidzkiej młodo- alpejskiej i powierzchni podmioceńskiej
Powierzchnia niezgodności podjurajskiej uformowała się w starokimeryj- skim epejrogeniczno-talasokratycznym cyklu morfotektonicznym. Ta dyskor- dancja niskokątowa i panakordancja stanowią powierzchnię erozyjną śród- pokrywową epiwaryscyjskiej platformy środkowoeuropejskiej. Niezgodność podjurajska jest końcową formą zrównywania górotworu epejrogenicznego w warunkach talasokratycznych o topografii zbliżonej do niziny nadmorskiej.