8. Pochodzenie uwęglonej materii organicznej w osadach fliszowych
8.2. Obszary alimentacyjne i środowisko sedymentacji utworów Karpat
uwęgloną materię organiczną
Faktem jest, że tylko określone jednostki litostratygraficzne w profilach jednostek strukturalnych (płaszczowin) Karpat zewnętrznych wykazują obecność uwęglonego lądowego materiału roślinnego w skali makro. W pozostałych wydzieleniach zaznacza się występowanie rozproszonej materii organicznej (DOM), ale ogranicza się tylko do utworów turbidytowych (Fig. 22). Analiza zawartości węgla organicznego (TOC) w próbkach (Tab. 6) potwierdziła wcześniejsze badania Gorskaya (1950), Emery’ego (1960), Gechmana’a (1962) i Hunt’a (1963), którzy stwierdzili, że zawartość TOC rośnie wraz ze spadkiem uziarnienia osadów, co jest związane ze środowiskiem powstawania utworów o danej frakcji. Najniższą zawartość TOC (poniżej 0,30%) posiadają utwory gruboziarniste o wysokiej dynamice tworzące się wzdłuż wybrzeży morskich, gdzie panowały warunki oksydacyjne, natomiast najwyższą (powyżej 1,00%) utwory o frakcji pelitowej, deponowane w zewnętrznych strefach szelfu bądź już na równi abisalnej. W konsekwencji, uwęglony detrytus roślinny akumulował się głównie w mułowcach i iłowcach (czego wyrazem jest również wysoka zawartośc TOC) w odróżnieniu od osadów piaszczystych, pochodzących z tych samych wydzieleń litostratygraficznych. Przykładem mogą być warstwy beloweskie. W próbce MS 120 pobranej z czarnego iłowca zawartość TOC wyniosła 8,20 %, podczas, gdy w próbce MS 76, pobranej z drobnoziarnistego piaskowca tylko 0,55%. Wynika z tego, że warunki środowiska sedymentacji osadów, zawierających uwęgloną materię organiczną były priorytetowe w aspekcie możliwości „uchronienia” materii roślinnej przed degradacją biologiczną i chemiczną, a zawartość TOC nie była bezpośrednio warunkowana produktywnością świata organicznego na lądzie. Dlatego też w niniejszym rozdziale główną uwagę zwrócono na środowisko sedymentacyjne tych utworów fliszowych, w których występuje uwęglony materiał roślinny w skali makro.
Basen sedymentacyjny Karpat fliszowych należał do północnej odnogi oceanu Tetydy, którego granice wyznaczały platforma europejska i wyniesienie południowo-magurskie (grzbiet czorsztyński).
Powstanie Tetydy związane było z rozpadem Pangei i stanowiło w ten sposób przedłużenie centralnego Atlantyku (Golonka 2004, Golonka i in. 2006, Golonka i in. 2008a i b). Oprócz istnienia platformy europejskiej i grzbietu czorsztyńskiego jako marginalnych obszarów alimentacyjnych, trzecim była kordyliera (grzbiet) śląska, która zmieniała swoje położenie zarówno w czasie, jak i przestrzeni. Ponadto istniały inne lokalne śródbasenowe obszary alimentacyjne o różnym zasięgi czasowym, jak i przestrzennym (Malata i in. 2006).
Fig. 22. Rozmieszczenie odmian uwęglonej materii organicznej w profilach jednostek litostratygraficznych Karpat Zewnętrznych
Rekonstrukcja obszarów źródłowych bazuje przede wszystkim na badaniach bloków sedymentacyjnych i egzotyków, które zostały przytransportowane do basenów sedymentacyjnych przez spływy grawitacyjne. Z badań niektórych autorów wiadomo, że centra stref wyniesionych były zbudowane ze skał granitowych, przykrytych pokrywą skał metamorficznych, obrzeżenia natomiast zbudowane były ze skał osadowych (Wieser 1949, Książkiewicz 1960, Unrug 1968, Sikora 1976, Malata i in. 2006). Kompleks basenów Karpat fliszowych zaopatrywany był w materiał klastyczny, pochodzący zarówno z
Tab. 6. Wyniki analizy zawartości TOC w wybranych próbkach powierzchniowych
Symbol próbki
TOC
[%] Litologia i miejsce pobrania próbki
MS 120 8,20 ciemny iłowiec z warstw beloweskich z detrytusem roślinnym, Lipnica Wielka
MS 20 6,80 iłowiec z detrytusem roślinnym z warstw istebniańskich, Łęki
MS 25 4,20 mułowiec z detrytusem roślinnym z warstw istebniańskich, Dobczyce
MS 150 1,99 ciemne łupki z warstw wierzowskich, Bielsko-Biała
MS 87 1,99 mułowiec z warstw krośnieńskich, Mszana Górna
MS 97 1,95 mułowiec z detrytusem roślinnym z warstw beloweskich, Muszyna Złockie
MS 12 1,90 iłowiec z detrytusem roślinnym z warstw krośnieńskich, Skawce
MS 22 1,24 czarne łupki z dolnych łupków cieszyńskich, Gumna
MS 79 1,23 mułowiec z detrytusem roślinnym z formacji szczawnickiej, Tylmanowa
MS 52 1,17 ciemne łupki z warstw grybowskich, Szczawa
MS 43 1,09 mułowiec piaszczysty z detrytusem roślinnym z formacji szczawnickiej, Krościenko n/Dunajcem
MS 60 0,86 mułowiec piaszczysty z detrytusem roślinnym z warstw inoceramowych, Poręba Wielka
MS 90 0,62 ciemny iłowiec z warstw menilitowych, Skrzydlna
MS 76 0,55 drobnoziarnisty piaskowiec z detrytusem roślinnym z warstw beloweskich, Piekiełko
k/Tymbarku
MS 83 0,53 mułowiec z formacji szczawnickiej, Krościenko n/Dunajcem
MS 41 0,48 ciemnoszary iłowiec z warstw beloweskich, Zbludza
MS 106 0,37 mułowiec z warstw lgockich, Jasienica
MS 50 0,34 mułowiec piaszczysty z warstw beloweskich, Zbludza
MS 59 0,34 piaskowiec drobnoziarnisty z warstw magurskich, Zbludza
MS 06 0,33 ciemny mułowiec piaszczysty z warstw podmagurskich, Budzów
MS 160 0,28 piaskowiec drobnoziarnisty z formacji magurskiej, Wierchomla Wielka
MS 95 0,21 piaskowiec mułowcowy z detrytusem roślinnym z warstw hieroglifowych, Zawoja
MS 151 0,21 piaskowiec mułowcowy z detrytusem roślinnym z margli łąckich, Maszkowice
MS 157 0,18 piaskowiec średnioziarnisty z warstw krośnieńskich, Lanckorona
MS 39 0,05 piaskowiec marglisty z margli żegocińskich, Nowe Rybie
MS 99 0,05 piaskowiec średnioziarnisty z piaskowców z Mutnego, Mutne
zewnętrznych jak i wewnętrznych (kordylier) obszarów źródłowych (Książkiewicz 1962). Do zewnętrznych obszarów alimentacyjnych należały: południowe obrzeżenie platformy europejskiej (na północy) i grzbiet czorsztyński (na południu). Pierwszy z nich zasilał w materiał terygeniczny subbaseny skolski, podśląski i częściowo basen śląski, drugi zaś stanowił źródło zasilania w materiał klastyczny dla południowej części basenu magurskiego (Dżułyński i in. 1959, Książkiewicz 1965, Ziegler 1982, Poprawa i in. 2004, Oszczypko 2006). Rozkład facji, miąższości i kierunków transportu materiału detrytycznego dowodzi, że jedynie baseny skolski, śląski i magurski mogą być rozpatrywane jako niezależne obszary sedymentacyjne (Książkiewicz 1962). Podśląski obszar sedymentacyjny był silnie związany z basenem śląskim, natomiast basen dukielski odgrywał rolę basenu przejściowego między basenem śląskim i magurskim (Oszczypko 2004).
Wewnętrzne obszary alimentacyjne tworzyły równoległe do siebie grzbiety podmorskie, rozdzielone basenami i to one stanowiły dominujące źródła dostawy materiału. Należały do nich kordyliera śląska, kordyliera Baška –Inwałd, a także grzbiet podśląski i przedmagurski (Waśkowska i in. 2009). Najważniejsza, z punktu widzenia ilości dostarczanego materiału okruchowego była kordyliera śląska, usytuowana na grzbiecie śląskim (Książkiewicz 1960). Jego charakterystyczną cechą był zmienny mechanizm wypiętrzania, z zachodu na wschód i z północy na południe (Słomka 1995). W konsekwencji na grzbiecie śląskim pojawiały się i znikały zespoły wysp.
Rozmiary kordylier uważa się nadal za sprawę dyskusyjną. Najbardziej przybliżone rozmiary przypisuje się kordylierze śląskiej, szacując jej szerokość od około 20-50 km (według Unruga 1968) do około 50-70 km (Pescatore & Ślączka 1984), a nawet do 100 km (Książkiewicz 1962). Jej długość była wielokrotnie większa. Trzeba w tym miejscu wspomnieć, że zakres ten ulegał zmianom w ciągu milionów lat, związanym z tempem dźwigania grzbietów, czego dowodem jest zmienny rozwój miąższości osadów fliszowych.
Profile utworów fliszowych Karpat Zewnętrznych ujawniają obecność trzech potężnych sekwencji depozycyjnych (kolory zielony i szary na Fig. 22), które są konsekwencją głównych etapów rozwoju basenu fliszowego (Oszczypko 2006). Poszczególne sekwencje rozdzielają poziomy korelacyjne – zielone łupki radiolariowe cenomanu i margle globigerinowe wieku późny eocen/wczesny oligocen. Pierwszą i trzecią sekwencje charakteryzuje ciemna barwa osadów, które powstawały warunkach niedostacznego dopływu tlenu w jednolitych warunkach sedymentacyjnych. Natomiast osady drugiej sekwencji odznaczają się czerwonym i zielonym zabarwieniem, co wskazuje na dobre natlenienie środowiska sedymentacyjnego (Oszczypko 2006). Utwory tej sekwencji są wyrazem maksymalnego zróżnicowania systemów depozycyjnych w związku z pojawieniem się dodatkowych źródeł zasilania (kordylier).
Utwory, które jako pierwsze w profilu jednostki śląskiej odznaczają się obecnością uwęglonego detrytusu roślinnego to piaskowce grodziskie. Należą one do pierwszej sekwencji depozycyjnej. Czas sedymentacji warstw grodziskich to okres wzmożonej dostawy utworów silikoklastycznych związanych z efektem cieplarnianym i transgresji morskiej (Weissert 1990, Ruffel 1991, Lini i in. 1992, Olszewska & Malata 2006), a występowanie mikroskamieniałości odmiany Marsonella Haig’a (1979) wskazuje na sedymentację na pograniczu szelfu i strefy batialnej (Olszewska & Malata 2006). Obecność uwęglonego detrytusu roślinnego w piaskowcach grodziskich świadczy o bliskości obszaru lądowego (Malik & Olszewska 1984). Kierunki transportu materiału detrytycznego są zróżnicowane. Kierunki z północy, północnego-zachodu i północnego wschodu świadczą o położeniu źródła materiału na północy (północne obrzeżenie basenu
protośląskiego) (Koszarski & Żytko 1961), natomiast z południowego zachodu świadczą o źródle materiału na południu (wyspa sląska) (Fig. 23) (Koszarski & Ślączka 1973). Silny stopień rozdrobnienia detrytusu roślinnego może oznaczać, że materiał roślinny mógł przebyć długą drogę transportu do basenu sedymentacyjnego lub warunki rozkładu materii organicznej na lądzie były sprzyjające (klimat kredy podobny do tropikalnego wzmagał procesy denudacyjne na lądzie, a temperatura wody w przypowierzchniowych warstwach wody w oceanie mogła wynosić nawet 42°C, Skinner & Porter 1995).
Fig. 23. Paleogeografia systemu karpackiego w okresie walanżyn-hoteryw (według Atlasu geologicznego Polski, zagadnienia stratygraficzno-facjalne, zeszyt 13, zmienione)
Kolejnym wydzieleniem, w którym występuje uwęglony detrytus roślinny są warstwy godulskie i warstwy istebniańskie. Brak detrytusu w starszych utworach fliszowych ma związek ze zmianami klimatycznymi i tektonicznymi, związanymi z kompresją Karpat Wschodnich. Wzmożona produktywność świata organicznego, zmiany cyrkulacji wody o zasięgu lokalnym i korzystne warunki zachowania autochtonicznej materii organicznej wpłynęły na zaistnienie warunków anoksycznych w basenie (Vogt 1989, Pedersen & Calvert 1990, Olszewska & Malata 2006). Na przełomie wczesnej/późnej kredy silny
rozrost skorupy oceanicznej przyczynił się do podniesienia poziomu wód w oceanie światowym i do maksymalizacji postryftowej subsydencji termalnej (Ślączka i in. 1999, Golonka i in. 2000). W wyniku tego głębokość basenów karpackich osiągnęła maksimum. Z kolei zanurzenie obszarów źródłowych spowodowało spadek ilości dostarczanego materiału terygenicznego i w konsekwencji obniżenie tempa depozycji. Utworzyły się łupki radiolariowe, manganowe i plamiste (Strzeboński i in. 2008, 2009). Był to okres maksymalnego poziomu oceanu światowego w całej historii fanerozoiku oraz czas perturbacji klimatycznych, związanych ze zmianą zawartości CO2 w atmosferze i oceanie, a co za tym idzie ze wzrostem temperatury wód powierzchniowych i dennych w basenach (Barron i in. 1995, Arthur i in. 1988, Norris & Wilson 1998, Bice & Norris 2002, Norris i in. 2002, Voigt i in. 2003, Gustafsson i in. 2003). Wszystkie te zmiany, zachodzące w basenie zewnątrzkarpackim dokumentują światowe zdarzenie beztlenowe (OAE-2; Schlanger & Jenkyns 1976), znane również jako zdarzenie na granicy cenoman-turon (CTBE; Thurow & Kuhnt 1986) lub zdarzenie Bonarelli (Bąk 2007).
Warstwy godulskie i istebniańskie reprezentują już utwory należące do drugiej megasekwencji depozycyjnej. Od momentu kredowej reorganizacji systemu karpackiego pojawia się więcej obszarów źródłowych, zasilających basen fliszowy. Następuje powrót turbidytowej sedymentacji silikoklastycznej w poszczególnych subbasenach (Unrug 1968, Golonka i in. 2000, Ślączka 2005). Warstwy godulskie tworzyły się w wyniku sedymentacji w obrębie kilku głębokomorskich stożków napływowych, usypywanych u podnóża północnego skłonu kordyliery śląskiej i depozycji fartuchowej (Słomka 1995, Słomka & Słomka 2001). W okresie powstawania warstw istebniańskich (dolny senon-paleocen), zmienił się charakter sedymentacji w basenie śląskim na liniowo lub wielopunktowo zasilane rampy lub fartuchy piaszczyste z systemem płytkich, przemieszczających się kanałów (Strzeboński 2001, 2003, Słomka & Słomka 2001). Zmianie uległ także klimat. Chwilowe ocieplenie spowodowało wzmożoną sedymentacje silikoklastyczną i rozwój roślinności lądowej (Kucera & Malmgren 1998, Olsson i in. 2001). Materiał okruchowy dla warstw istebniańskich był w części wschodniej transportowany z północnego zachodu i północy, co wskazywałoby na obszar kordyliery śląskiej, ale kierunki transportu w wkładkach drobnorytmicznych dają pewien rozrzut. Od kierunków z północnego zachodu, przez północny wschód i wschód, aż po południowy wschód (Książkiewicz 1962), czyli częściowy transport z wyniesienia podśląskiego (Fig. 24).
Fig. 24. Paleogeografia systemu karpackiego w senonie górnym (według Atlasu geologicznego Polski, zagadnienia stratygraficzno-facjalne, zeszyt 13, zmienione)
Występowanie uwęglonego detrytusu roślinnego w warstwach godulskich i istebniańskich, którego cechy petrograficzne wskazują na lądową materię organiczną daje podstawy do wnioskowania, że kordyliery nie były obszarami pozbawionymi roślinności. Niestety warunki sedymentacyjne tworzenia się warstw godulskich i istebniańskich nie były sprzyjające do uchronienia materii organicznej przed degradacją. Obydwa wydzielenia litostratygraficzne powtawały w drugiej sekwencji depozycyjnej, w warunkach oksydacyjnych, w których materia organiczna była szybko utleniana. Fakt, że detrytus roślinny występuje w facjach mułowcowych i mułowcowo-piaszczystych warstw godulskich i istebniańskich związany jest mechanizmem depozycji tych facji w obrębie głębokomorskich środowisk sedymentacyjnych. Facje te powstają na skutek sedymentacji z trakcji niskogęstościowych prądów zawiesinowych, wyhamowujących stopniowo u podnóża skłonu (Słomka 1995). Ciekawym jest tutaj znaleziona warstewka węgla w warstwach istebniańskich w Dobczycach. Odpowiedzią na tak regularne wykształcenie materii organicznej wydaje się być charakter sedymentacji warstw istebniańskich na tym terenie (wysoki dynamizm i szybko zmieniające się środowisko sedymentacji; Leśniak &
Słomka 2000). Według Leśniaka & Słomki (2000), górna część profilu, w której znaleziono warstewkę węgla należy do osadów powstałych w obrębie fartucha silikoklastycznego (ang. siliciclastic apron) (Stow 1968, Nelson i in. 1991, Reading & Richards 1994). Być może w rozfrakcjonowanym materiale terygenicznym, złożonym na nasypie litoralnym nagromadził się w zagłębieniu żel humusowy, powstały z wytrącenia rozpuszczonej materii organicznej z materiału detrytycznego na skutek działania wody morskiej, który następnie został przykryty kolejnymi warstewkami osadu. To uchroniło zdeponowaną materię organiczną przed nadmiernym utlenieniem. Gdy doszło do nagłego oberwania materiału złożonego na nasypie, cały kompleks osadów wraz z humusową materią organiczną został przemieszczony w dół stoku jako osuwisko i deponowany w formie fartucha na stoku kontynentalnym.
Inwersja w basenie magurskim zaznaczyła się później niż w basenie śląskim i skolskim. Zmiana sedymentacji na turbidytową nastąpiła w mastrychcie i miała przebieg diachroniczny, z północy na południe (Fig. 25).
Fig. 25. Paleogeografia systemu karpackiego w senonie dolnym (według Atlasu geologicznego Polski, zagadnienia stratygraficzno-facjalne, zeszyt 13, zmienione)
Potwierdza to także pojawienie się uwęglonej materii organicznej w skali makro dopiero w warstwach inoceramowych (formacji ropianieckiej) na przełomie senonu i paleocenu. W części południowej dominowała sedymentacja hemipalegicznych łupków pstrych formacji z Malinowej (Oszczypko i in. 2005).
Na granicy paleocenu i eocenu dochodzi ponownie do zmiany warunków tektonicznych i sedymentacyjnych, które są następstwem orogenicznego kolapsu, związanego z fazą sułowską (Plašienka 2002). Klimat eocenu był dosyć zróżnicowany. Na początku dominował klimat bardzo ciepły, maksimum ocieplenia miało miejsce około 49 milionów lat temu. Było to tzw. Optimum Eoceńskie, w czasie którego na Ziemi panowała najwyższa temperatura w całej erze kenozoicznej (Katz M.E. i in. 1999). Później klimat stopniowo się schładzał, a pod koniec piętra eocenu nastąpił spadek temperatury i oziębienie klimatu, związane ze zlodowaceniem Antarktydy, tzw. Terminal Eocene Event (Couvering i in. 1981). We wszystkich basenach karpackich, a zwłaszcza w magurskim doszło do sedymentacji słabo natlenionych osadów turbidytowych oraz łupków pstrych w strefie hemipelagicznej, o dobrze natlenionych wodach (Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). Łupki pstre nie zaznaczają się tylko w strefie krynickiej. W basenie śląskim okres eocenu był związany z sedymentacją utworów silikoklastycznych piaskowców ciężkowickich (dolny eocen), utworzonych w potężnych kanałach i strefach ujściowych podmorskich stożków, do których materiał pochodził z kordyliery śląskiej (Leszczyński 1981). Piaskowce ciężkowickie zazębiają się z facją warstw hieroglifowych, powstałych w części środkowej stożka, w obrębie rozległych lobów depozycyjnych. Utwory te osadziły się na głębokościach dolnego batiału i niżej. Z kolei w basenie magurskim, po okresie sedymentacji łupków pstrych, dochodzi do uaktywnienia dwóch źródeł materiału detrytycznego dostarczanego do basenu. Od północnego zachodu była to kordyliera śląska, natomiast od południowego wschodu wspomniany wcześniej orogen Karpat Wewnętrznych wraz z pryzmą akrecyjną u jego czoła (Książkiewicz 1962, Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006).Pod koniec wczesnego eocenu na południu basenu magurskiego doszło do uformowania wielkiego stożka podmorskiego warstw hieroglifowych, warstw beloweskich (formacji beloweskiej) i dolnej części formacji magurskiej. Stożek zasilany był ze źródła usytuowanego na SE (Oszczypko i in. 2003). Wykształcenie facjalne warstw hieroglifowych i magurskich wskazuje na część środkową i zewnętrzną stożka podmorskiego, zaś drobnorytmiczny flisz formacji beloweskiej odpowiada osadom stożka zewnętrznego. Począwszy od końca wczesnego eocenu w osadach fliszowych jednostki magurskiej zaznacza się obecność uwęglonej materii organicznej. Oprócz uwęglonego detrytusu roślinnego, w formacji beloweskiej i w warstwach hieroglifowych są to większe uwęglone fragmenty roślin, a w formacji magurskiej nieregularne soczewki węgla. Ogniwa
formacji beloweskiej i magurskiej tworzyły się w południowej, płytszej części basenu, zdominowanej dostawą materiału terygenicznego z południowego-wschodu (Ślączka 1971, Korab & Durkovič 1978). Dowodzi to, że południowo-wschodnie źródło dostaw materiału detrtycznego pokryte było szatą roślinną o pokroju drzewiastym. „Sprawcą” takiego stanu rzeczy był klimat początku eocenu, który przyczynił się do rozwoju palm. Dowodzą tego znaleziska eoceńskiej flory w formie pni i owocostanów (Kuźniar 1910, Bąkowski 1967, Frankiewicz 1974).
Północna strefa basenu magurskiego była najgłębsza, zdominowana raczej przez dostawę materiału detrytycznego z NW, czyli kordyliery śląskiej (Książkiewicz 1962). Dotyczy to łupków pstrych i warstw hieroglifowych podjednostki Siar.
Od eocenu środkowego litofacja piaskowca magurskiego migruje do północnych stref zewnętrznych jednostki magurskiej. Utwory te uważane są za synorogeniczny osad pryzmy akrecyjnej (Oszczypko 1992, 1999, Nemčok i in. 2000, 2001). Wraz z progradacją formacji magurskiej, ku północy migruje też oś subsydencji basenu magurskiego do strefy raczańskiej (Oszczypko 1992, Oszczypko-Clowes 2001, Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). W najbardziej zewnętrznej strefie Siar, sedymentacja pstrych łupków i warstw hieroglifowych „wyparta” zostaje przez litofację łupków zembrzyckich (warstw podmagurskich). W pozostałych jednostkach basenu Karpat Zewnętrznych dochodzi do sedymentacji łupków zielonych, jako charakterystycznego ogniwa późnego eocenu (Bieda i in. 1963, Geroch i in. 1967, Leszczyński 1997). Jest to związane z ze znacznym oziębieniem klimatu pod koniec eocenu.
Dokładne badania utworów jednostki magurskiej przełomu eocenu/oligocenu północnej części basenu wykazały, że sedymentacja odbywała się w niewielkim basenie ograniczonym wyniesieniami, w środowisku utleniającym bliskiemu dysoksji (Leszczyński & Malata 2002), czego dowodem jest również brak uwęglonej materii organicznej w skali makro w utworach tego okresu. Nie tylko w basenie magurskim, ale w całym basenie Karpat Zewnętrznych zaznacza się wyraźna zmiana sedymentacji (Słomka i in. 2006). W skali światowej odnosi się to do glacjalno-eustatycznej regresji, powodującej obniżenie poziomu wód oceanu światowego. Wydarzenie to zaznacza się występowaniem zimnolubnych form nanoplanktonu wapiennego, spadkiem zasolenia wód oraz wzrostem ich żyzności i wzbogaceniem w substancje pokarmowe (Oszczypko-Clowes 2001, Sotak i in. 2001). W tym okresie osadziły się margle globegerinowe, będące utworem hemipelagicznym powstałym w okresie globalnej regresji wód, a następnie czarne, krzemionkowe łupki menilitowe, zasobne w autochtoniczną materię organiczną. Słabo zaznacza się obecność uwęglonej materii organicznej lądowego pochodzenia, co może być konsekwencją zmiany klimatu na chłodniejszy i znikomą szatą roślinną na lądzie.
We wczesnym oligocenie na diagramach subsydencji widoczna jest inwersja tektoniczna, a dodatkowo w basenie magurskim przyrost pryzmy akrecyjnej przez sfałdowanie osadów eoceńskich (Poprawa i in. 2002, Oszczypko i in. 2003). Fałdowanie to obejmuje strefę krynicką, bystrzycką i część raczańskiej, za wyjątkiem strefy Siar (Książkiewicz & Leško 1959, Oszczypko 1973, 1999, Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). Na początku oligocenu zaznaczył się silny rozwój warstw menilitowych, stopniowo przechodzących w warstwy krośnieńskie w basenie śląskim i podśląskim. Analiza batymetryczna gatunków otwornic z warstw menilitowych ujawniła, że utwory te powstawały na niewielkich głębokościach. Możliwe, że była to strefa szelfu-górnego batiału (Olszewska & Malata 2006). W wyniku niepokoju tektonicznego nastąpił wzrost tempa subsydencji, ale równoważony przez sedymentację materiału okruchowego, erodowanego z wyniesionych obszarów źródłowych (Słomka i in. 2006). W warstwach krośnieńskich zaznacza się obecność wszystkich odmian uwęglonej materii organicznej.Materiał dla warstw krośnieńskich dostarczany był z wielu źródeł (Stadnik 2001). W południowo-wschodniej części basenu śląskiego dla litofacji mułowców i mułowców z piaskowcami, materiał okruchowy dostarczany był z północnego zachodu. Dla facji piaskowców i piaskowców z mułowcami, źródłem materiału było wschodnie przedłużenie kordyliery śląskiej (Ślączka & Wieser 1962, Bieda 1963, Ślączka 1963, Olszewska 1997, Stadnik 2001). Nad litofacją piaskowców osadził się drobnorytmiczny flisz transportowany wzdłuż osi basenu z północnego zachodu. W dalszej części centra depozycyjne przemieściły się do centralnej części basenu śląskiego, a kierunki transportu uległy zróżnicowaniu, głównie z północnego zachodu, często też z północy i południa (Jucha & Kolarczyk 1961, Koszarski & Żytko 1961, Haczewski 1984, 1989, Stadnik 2001, Słomka i in. 2006). W końcu oligocenu uformowało się czoło płaszczowiny magurskiej, a w jej południowej części basen niesiony (ang. piggy back basin). Ostateczne fałdowanie Karpat fliszowych nastąpiło w okresie karpatu w miocenie (Oszczypko & Lucińska-Anczkiewicz 2000, Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2003, 2006).
Analiza rozmieszczenia odmian uwęglonej materii organicznej w profilach jednostek litostartygraficznych Karpat zewnętrznych w stosunku do przebiegu ich sedymentacji i zmian klimatycznych ujawniła pewne zależności:
a) kordyliery nie były obszarami lądowymi stałymi w okresie sedymentacji utworów fliszowych, ich pojawianie się i zanikanie warunkowane było bezpośrednio czynnikami tektonicznymi – dźwiganiem bądź pogrążaniem określonych stref basenu fliszowego; cykl ten warunkował egzystencję roślinności lądowej na kordylierach i jej ekspansję na tych obszarach
b) rozwój roślinności lądowej i jej rodzaj uzależniony był także od klimatu, panującego w określonym czasie
c) możliwości uchronienia lądowej materii organicznej przed degradacją w czasie transportu i sedymentacji zależały od warunków środowiska tworzenia się danej jednostki litostratygraficznej; środowisko to było uzależnione od dynamizmu depozycji, udziału tlenu, czy rodzaju spływów grawitacyjnych
d) określone odmiany uwęglonej materii organicznej występujące w określonej jednostce litostratygraficznej ulegały rozfrakcjonowaniu już w czasie spływów grawitacyjnych, co implikowało miejsce ich depozycji w środowisku głębokomorskim.