Materia organiczna występująca zarówno w postaci skupień jak i w stanie dużego rozproszenia w utworach fliszu karpackiego w stosunku do innych składników skał osadowych podatna jest bardziej na wpływy zmieniających się w czasie warunków fizycznych i chemicznych (Łydka 1974), a właściwość „zapamiętywania” tych warunków przez materię organiczną pozwala odtworzyć w pewnym przybliżeniu historię sedymentacji i późniejsze postsedymentacyjne zmiany, zachodzące w basenie.
Materia organiczna, która wraz z materiałem terygenicznym trafiała do basenów sedymentacyjnych Karpat fliszowych podlegała nieustającym przemianom fizyko-chemicznym środowiska depozycji materiału osadowego, kontrolowanego w dużej mierze przez warunki zmieniającej się temperatury i ciśnienia. Warunki te ulegały fluktuacjom w całej historii powstawania orogenu karpackiego; na etapie ryftingu i post-ryftingu, synorogenicznym oraz postorogenicznym.
W niniejszym rozdziale podjęto próbę wyjaśnienia, dlaczego stopień uwęglenia materii organicznej jest zróżnicowany w obrębie jednej i tej samej jednostki litostratygraficznej. Charakterystyka czynników i tym samym przyczyn zróżnicowania stopnia uwęglenia materii organicznej przeprowadzona została w odniesieniu do poszczególnych etapów ewolucji Karpat fliszowych. Na podstawie danych średniej refleksyjności witrynitu obliczono temperaturę Tmax, tj. temperaturę, której poddana została materia organiczna występująca w utworach fliszowych, żeby osiągnąć dany stopień uwęglenia. Na tej podstawie można było prześledzić wahania Tmax w obrębie tej samej jednostki litostratygraficznej (Tab. 10). Pod uwagę należy wziąć fakt, że temperatura ta uzależniona była od zmian strumienia cieplnego, temperatury na granicy woda/osad oraz właściwości termalnych skał, takich jak pojemność i przewodność cieplna, które z kolei uzależnione są od litologii, kompakcji, nadciśnienia i etapów subsydencji skał.
Etap ryftingu i post-ryftingu (tyton-cenoman, 150-100 Ma)
Etap ryftingu i post-rytfingu w ewolucji Karpat fliszowych trwał od końca jury, kiedy to w południowej części szelfu europejskiego rozwinął się ryft (przekształcony następnie w głęboki basen fliszowy-basen śląski) do cenomanu, kiedy nastąpiły pierwsze przejawy zjawisk tektonicznej inwersji (Kotlarczyk 1978, Ślączka i in. 1999, Nemčok i in. 2001, Machaniec 2002, Poprawa i in. 2002). Początkowo sedymentacja w basenie śląskim podlegała procesom syn-ryftowej subsydencji, której towarzyszył podwodny wulkanizm i rozwój uskoków normalnych (Poprawa i in. 2002, Golonka i in. 2004, Oszczypko 2004),
później w okresie barremsko-cenomańskim sedymentacja kontrolowana była przez post-ryftową subsydencję termalną, której maksimum datowane jest na cenoman (Poprawa i in. 2002). W początkowej fazie rozwoju basenu protośląskiego osadzały się wapienne utwory typu derbis flow (Słomka 2001, Cieszkowski i in. 2009). W końcowej fazie ryftowania płyty kontynentalnej w basenie protośląskim wyodrębniły się baseny cząstkowe: skolski,
Tab. 10. Obliczone temperatury Tmax w stosunku do Rro
Rr° [%] Jednostka lito- stratygraficzna Jednostka strukturalna Wiek Tmax [°C]
0,55 dolne łupki cieszyńskie śląska tyton 87
0,51 wapienie cieszyńskie śląska tyton-berias 81
0,60 wapienie cieszyńskie śląska tyton-berias 94
0,63 wapienie cieszyńskie śląska tyton-berias 98
0,57 wapienie cieszyńskie śląska tyton-berias 90
0,36 górne łupki cieszyńskie śląska walanżyn-hoteryw 53
0,64 górne łupki cieszyńskie śląska walanżyn-hoteryw 99
0,49 górne łupki cieszyńskie śląska walanżyn-hoteryw 78
0,47 warstwy grodziskie śląska hoteryw-apt 74
0,45 warstwy grodziskie śląska hoteryw-apt 71
0,56 warstwy grodziskie śląska hoteryw-apt 88
0,46 warstwy grodziskie śląska hoteryw-apt 72
0,51 warstwy wierzowskie śląska barrem-apt 81
0,64 warstwy wierzowskie śląska barrem-apt 99
0,61 warstwy wierzowskie śląska barrem-apt 95
0,69 warstwy wierzowskie śląska barrem-apt 105
0,61 warstwy wierzowskie śląska barrem-apt 95
0,50 warstwy lgockie śląska alb-cenoman 79
0,52 warstwy lgockie śląska alb-cenoman 82
0,60 warstwy lgockie śląska alb-cenoman 94
0,58 warstwy lgockie śląska alb-cenoman 91
0,61 warstwy lgockie śląska alb-cenoman 95
0,62 warstwy lgockie śląska alb-cenoman 96
0,59 warstwy lgockie śląska alb-cenoman 92
0,48 warstwy radiolariowe śląska cenoman 76
0,52 warstwy godulskie śląska koniak-santon 82
0,58 warstwy godulskie śląska koniak-santon 91
0,53 warstwy godulskie śląska koniak-santon 84
0,52 warstwy godulskie śląska koniak-santon 82
0,54 warstwy godulskie śląska koniak-santon 85
0,58 warstwy godulskie śląska koniak-santon 92
0,72 warstwy godulskie śląska koniak-santon 109
0,41 pstre margle i łupki śląska kampan-santon 64
0,58 pstre margle i łupki śląska mastrycht 92
0,53 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 84
0,60 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 94
0,46 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 73
0,49 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 78
0,35 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 51
0,48 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 76
0,61 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 96
0,44 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 69
Rr° [%] Jednostka lito- stratygraficzna Jednostka strukturalna Wiek Tmax [°C]
0,64 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 100
0,49 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 78
0,55 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 87
0,73 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 110
0,45 warstwy istebniańskie śląska senon-paleocen 71
0,55 warstwy hieroglifowe śląska środkowy eocen 87
0,60 warstwy hieroglifowe śląska środkowy eocen 94
0,48 margle globigerinowe śląska późny eocen 76
0,44 warstwy menilitowe śląska późny eocen-oligocen 69
0,39 warstwy menilitowe śląska późny eocen-oligocen 59
0,53 warstwy menilitowe śląska późny eocen-oligocen 84
0,58 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 92
0,53 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 84
0,46 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 73
0,56 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 89
0,55 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 87
0,51 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 81
0,60 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 94
0,54 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 86
0,53 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 84
0,63 warstwy krośnieńskie śląska oligocen 98
0,40 formacja z Jaworzynki magurska późny senon-paleocen 62
0,49 formacja z Jaworzynki magurska późny senon-paleocen 78
0,38 warstwy inoceramowe magurska późny senon-paleocen 58
0,60 warstwy inoceramowe magurska późny senon-paleocen 94
0,53 warstwy inoceramowe magurska późny senon-paleocen 84
0,64 warstwy inoceramowe magurska późny senon-paleocen 100
0,71 warstwy szczawnickie magurska późny senon-paleocen 108
0,59 warstwy szczawnickie magurska późny senon-paleocen 93
0,57 warstwy szczawnickie magurska późny senon-paleocen 90
0,57 warstwy szczawnickie magurska późny senon-paleocen 90
0,43 warstwy szczawnickie magurska późny senon-paleocen 67
0,81 warstwy szczawnickie magurska późny senon-paleocen 118
0,64 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 100
0,60 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 94
0,56 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 89
0,44 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 69
0,43 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 67
0,57 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 90
0,56 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 89
0,65 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 101
0,55 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 87
0,64 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 100
0,64 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 100
0,55 warstwy beloweskie magurska wczesny eocen 87
0,51 warstwy hieroglifowe magurska środkowy/póżny eocen 81
0,65 warstwy hieroglifowe magurska środkowy/póżny eocen 101
0,63 warstwy hieroglifowe magurska środkowy/póżny eocen 98
0,61 warstwy hieroglifowe magurska środkowy/póżny eocen 96
0,58 warstwy hieroglifowe magurska środkowy/póżny eocen 92
0,51 warstwy hieroglifowe magurska środkowy/póżny eocen 81
0,43 margle łąckie magurska środkowy eocen 67
0,41 margle łąckie magurska środkowy eocen 64
0,60 formacja z Zarzecza magurska środkowy eocen 94
Rr° [%] Jednostka lito- stratygraficzna Jednostka strukturalna Wiek Tmax [°C]
0,39 warstwy podmagurskie magurska późny eocen-oligocen 60
0,50 warstwy podmagurskie magurska późny eocen-oligocen 80
0,56 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 89
0,47 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 75
0,43 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 67
0,57 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 90
0,47 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 75
0,41 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 64
0,54 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 86
0,58 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 92
0,63 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 98
0,46 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 73
0,46 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 73
0,46 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 73
0,51 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 81
0,57 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 90
0,50 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 80
0,53 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 84
0,66 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 102
0,44 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 69
0,59 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 93
0,82 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 120
0,45 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 71
0,47 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 75
0,59 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 93
0,42 warstwy magurskie magurska późny eocen-oligocen 66
0,47 warstwy nadmagurskie magurska późny eocen-oligocen 75
0,91 formacja z Jaworzynki przedmagurska późny senon 128
0,54 warstwy menilitowe przedmagurska późny eocen 86
0,42 warstwy grybowskie przedmagurska środkowy-późny eocen 66
0,64 warstwy grybowskie przedmagurska środkowy-późny eocen 100
0,42 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 66
0,45 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 71
0,45 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 71
0,64 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 100
0,58 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 100
0,76 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 113
0,66 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 102
0,60 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 94
0,45 warstwy krośnieńskie przedmagurska oligocen 71
0,46 górne łupki cieszyńskie podśląska walanżyn 73
0,50 łupki wierzowskie podśląska barrem-apt 80
0,63 margle żegocińskie podśląska senon 98
0,49 margle frydeckie podśląska senon 78
0,48 piaskowce z Szydłowca podśląska późny senon 76
0,46 warstwy menilitowe podśląska późny eocen-oligocen 73
0,52 warstwy krośnieńskie podśląska oligocen 83
podśląski i śląski, rozdzielone obszarami wyniesionymi. Po ustaniu fazy ryftowania i zmiany warunków na kompresyjne, spowodowanych nasuwaniem się mas Karpat wewnętrznych, nastąpiła zmiana w sedymentacji w obrębie nowo powstałych i już istniejących basenów na silikoklastyczną.
Stopień uwęglenia materii organicznej w utworach, które sedymentowały w czasie ryftingu i post-ryftingu (od dolnych łupków cieszyńskich do warstw radiolariowych) jest zróżnicowany (Tab. 10). Tmax w tych utworach waha się od około 70 do 100°C, przy czym w jednej próbce wyniosła niewiele ponad 50°C (górne łupki cieszyńskie Cisownica). Według Poprawy i in. (2002) w okresie sedymentacji dolnych łupków cieszyńskich, wapieni cieszyńskich i górnych łupków cieszyńskich w basenie występowały lokalne depocentra sedymentacyjne w otoczeniu lokalnych wyniesień, na których dominowały platformy węglanowe. To zróżnicowanie może być przejawem synryftowej kontrolii nad topografią dna basenów, kierującą powstawaniem rowów i grzbietów (Olszewska & Wieczorek 2001). W konsekwencji część utworów fliszu wapiennego deponowana była w głębszych strefach basenu, które podlegały szybszej subsydencji. Nieduże różnice w Tmax (około 10-20°C) warunkowane procesem subsydencji we fliszu wapiennym nie wpłynęły znacznie na wzrost stopnia uwęglenia materii organicznej, gdyż wartości średniej refleksyjności witrynitu odpowiadają węglowi kamiennemu.
Sytuacja uległa zmianie dla utworów dolnej kredy i cenomanu (warstwy grodziskie, warstwy wierzowskie i lgockie), które charakteryzuje niewielka miąższość i dominacja drobnej frakcji. Zmieniające się w czasie tempa depozycji doprowadziły do spadku stopy sedymentacyjnej w basenie śląskim z 115-40 do 40-5 m/mln lat, będącej konsekwencją postępującej subsydencji, jakkolwiek zdarzały się miejsca w zachodniej części basenu śląskiego o wysokiej wartości stopy sedymentacyjnej do 100 m/mln lat (Pescatore & Ślączka 1984, Poprawa & Malata 1997, 2000, Nemčok i in. 2001, Poprawa i in. 2002). To tłumaczyłoby nieduży wzrost wartości refleksyjności witrynitu w utworach z zachodniej części obszaru warstw grodziskich, wierzowskich i lgockich w stosunku do tych utworów ze wschodniej części obszaru badań. W próbkach z warstw grodziskich pochodzących z terenu Żegociny obserwuje się nieduże obniżenie wartości średniej refleksyjności witrynitu (0,45-0,47%), podczas gdy w okolicy Bielska-Białej materia organiczna wykazuje wartość średniej refleksyjności równą 0,56%. Próbka ta pochodzi z zachodniej części obszaru, gdzie osadzały się margle i łupki margliste, deponowane w głębszych częściach basenu w porównaniu ze wschodnią częścią, gdzie deponowane były piaskowce i zlepieńce.
Etap synorogeniczny (turon-wczesny miocen, 94-15 ma)
Ten etap ewolucji Karpat wydaje się być najistotniejszy z punktu widzenia przyczyn zmienności stopnia uwęglenia materii organicznej. W tym czasie następowały dynamiczne procesy wynoszenia grzbietów, zaburzane fazami tektonicznej subsydencji, prowadzące do powstania utworów fliszowych o dużych miąższościach.
W turonie wypiętrzył się grzbiet śląski (kordyliera), oddzielający basen (proto) śląski od basenu pienińsko-magurskiego. Kordyliera śląska stanowiła główne źródło zasilania w materiał terygeniczny. W wyniku postępującej inwersji w basenie śląskim powróciła sedymentacja utworów silikoklastycznych na dużą skalę. Rozpoczęła się depozycja synorogenicznego fliszu mułowcowo-piaskowcowego (Aubrecht i in. 2006). Na skutek dostawy dużych ilości materiału klastycznego do basenu śląskiego, który w tym okresie zyskał największą szerokość, osadzały się utwory głębokomorskie o znacznych miąższościach (warstwy godulskie, istebniańskie, ciężkowickie i hieroglifowe) (Kotlarczyk 1978, Słomka 1995, Strzeboński 2001). W trakcie intensywnego niszczenia obszarów źródłowych do basenów dostawały się różnej wielkości olistostromy, pojawiające się w osadach typu „derbis flow”. Na obszarze badań takie olistostromy obecne są w jednostce śląskiej na linii nasunięcia jednostki magurskiej na śląską.
Ciekawym jest, że w okresie maksymalnej inwersji basenów fliszowych, przypadającego na sedymentację utworów warstw godulskich, istebniańskich i ciężkowickich zaznacza się największe zróżnicowanie wartości średniej refleksyjności witrynitu (0.40-0.73%) i tym samym temperatury Tmax (60-110°C). Stopień uwęglenia materii organicznej odpowiada przedziałowi od węgla twardego błyszczącego do węgla kamiennego koksowego (bituminous C według ISO 11760). Najniższe temperatury Tmax dla materii organicznej obserwuje się w marglach łąckich, które powstawały prawdopodobnie w najpłytszej części basenu oraz w węglu z Dobczyc, którego prawdopodobna geneza została opisana wcześniej. Tempo depozycji materiału detrytycznego w przypadku warstw godulskich w zachodniej części obszaru wynosiło od 105-360 m/mln lat, a w warstwach istebniańskich w środkowej części basenu od 100 do 190 m/mln lat, przy średniej dla basenu śląskiego 50-100 m/mln lat. Możliwe jest również, że pośrednim powodem zmian stopnia uwęglenia materii organicznej w obrębie tych samych wydzieleń stratygraficznych były lokalne obciążenia i fleksuralne ugięcia płyty podłoża w południowej części basenu śląskiego, spowodowane różnicą miąższości deponowanych utworów, które doprowadziły do znacznej subsydencji dna oraz zmieniające się w czasie warunki sedymentacji, od głębokomorskich stożków napływowych (warstwy godulskie) do liniowo i wielopunktowo zasilanych ramp (osadów bardzo chaotycznych, osuwisk - warstw istebniańskich). W tym drugim przypadku transport i selekcja frakcjonalna materii organicznej były bardzo dynamiczne, więc w głębsze części basenu dostawała się materia organiczna o zróżnicowanym stopniu przeobrażenia.
Charakter i początek sedymentacji utworów turbidytowych był różny dla każdego z subbasenów. Depozycja materiału klastycznego zapoczątkowana wcześniej w basenach
zewnętrznych (skolski i podśląski) postępowała diachronicznie w kierunku basenów wewnętrznych (Ślączka & Kamiński 1998).
Wynoszenie basenów Karpat zewnętrznych w późnej kredzie wiązało się z fazą kompresji oraz inwersji basenów sedymentacyjnych na przedpolu Alpidów i z postępującym etapem fałdowań zachodzących w Karpatach wewnętrznych. Reorganizacja płyt wpłynęła na ekstensywny rozwój tektoniki fałdowej, czego konsekwencją było powstanie dużej liczby zrębów i rowów oraz odnowienie starszych uskoków (Krobicki 1996, Golonka & Krobicki 2004). Nasuwające się od południa masy sfałdowanych i ponasuwanych na siebie skał Karpat wewnętrznych spowodowały zwężenie basenu magurskiego, w przeciwieństwie do pozostałych, które szeroko otwarte, łączyły się z wodami szelfu kontynentalnego. W basenie magurskim etap kompresji Karpat zewnętrznych miał słabszy oddźwięk, w porównaniu do pozostałych subbasenów. Podnoszenie dna basenu i przyległych obszarów źródłowych było wolniejsze, na co wskazuje rozwój facji. Początkowo dominowała sedymentacja pelagiczna łupków pstrych formacji z Malinowej (Malata & Oszczypko 1992, Poprawa i in. 2002). Na skutek postępującej pryzmy akrecyjnej do basenu magurskiego dostawały się ogromnych rozmiarów olistostromy, pochodzące z niszczenia grzbietu czorsztyńskiego (Oszczypko & Ślączka 1987). Zmiana warunków sedymentacji w basenie magurskim nastąpiła dopiero na przełomie późnej kredy i paleocenu (Jarvis i in. 2002). Rozpoczęła się depozycja utworów turbidytowych (warstwy z Kaniny, piaskowce ze Szczawiny, warstwy inoceramowe) (Golonka & Sikora 1981, Cieszkowski i in. 1989). W wartościach średniej refleksyjności witrynitu objawia się to wzrostem zróżnicowania wartości średniej refleksyjności witrynitu materii organicznej (0.40-0.81%), której stopień uwęglenia odpowiada, podobnie jak w warstwach istebniańskich od węgla twardego błyszczącego do węgla kamiennego koksowego.
Depozycja gruboławicowych utworów w basenie śląskim i w basenach przyległych powodowała duże obciążenie skorupy kontynentalnej i tym samym powolną subsydencję. Powodem tych przemian stało się fleksuralne ugięcie dna basenów, jako efekt sił oddziaływujących w procesie subdukcji i obciążeń ze strony postępującej pryzmy akrecyjnej (Oszczypko 1992, 1998). Zmniejszenie aktywności obszarów źródłowych w eocenie przejawiło się ujednoliceniem sedymentacji fliszowej, prowadzącej początkowo do depozycji warstw hieroglifowych, przechodzących w pelityczne utwory łupków pstrych i margli globigerynowych (Pescatore & Ślączka 1984, Cieszkowski i in. 2009). Po zmianie warunków tektonicznych, tj. powrocie powolnej subsydencji na przełomie paleocenu i eocenu w utworach fliszowych jednostki śląskiej zaznacza się niewielkie zróżnicowanie
średniej refleksyjności witrynitu (0.48-0.60%, warstwy hieroglifowe, margle globigerynowe).
Z początkiem eocenu, gdy na północy miała miejsce powolna subsydencja, na południu w basenie magurskim rozpoczął się proces gwałtownej sedymentacji piaskowców magurskich oraz zróżnicowania facjalne w ich obrębie (facja glaukonitowa i muskowitowa). Jednocześnie trwała depozycja drobnorytmicznego fliszu formacji beloweskiej i hemipelagicznych łupków pstrych (Birkenmajer & Oszczypko 1989). Maksimum depozycji piaskowców magurskich przypadało na późny eocen i wczesny oligocen i miało przebieg diachroniczny z południa na północ (Bromowicz 1992, Oszczypko 1998, Świerczewska & Tokarski 1998). W konsekwencji stopa sedymentacji na równi abisalnej wynosiła 6-18 m/mln lat, w osadach stożka zewnętrznego 103-160 m/mln lat, a w stożku środkowym nawet do 350 m/mln lat (Oszczypko 2004). Wynikiem tych dynamicznych przemian w procesie sedymentacji jest wzrost zróżnicowania średniej refleksyjności witrynitu w materii organicznej od utworów wczesnego eocenu (formacja beloweska 0.45-0.65%) do utworów przełomu eocenu/oligocenu (formacja magurska 0.40-0.82%).
Z przełomem eocenu i oligocenu terany Karpat wewnętrznych kontynuowały swą wędrówkę ku północy, północnemu wschodowi. Zanikła kordyliera śląska rozdzielająca basen śląski od dukielskiego (Żytko 1999). Przemieszczeniu uległy centra depozycji migrujące ku północy. Granica eocen/oligocen to przede wszysytkim okres gwałtownego, intensywnego wynoszenia Karpat Zewnętrznych. Zapoczątkowały się procesy wynoszenia i formowania od południa płaszczowiny magurskiej. W oligocenie zaczęły dominować słabe warunki tlenowe, objawiające się depozycją bitumicznych warstw menilitowych. Na skutek kompresji i postępującego dźwigania systemu zewnątrzkarpackiego, do basenów dostawały się olistostromy i pojawiały się osady spływów rumoszowych typu derbis flow (Oszczypko 1998). W basenie magurskim na skutek dostawy materiału pochodzącego z klina akrecyjnego tworzył się flisz średnio- i cienkoławicowej formacji malcowskiej. Reżim kompresyjny spowodował wytworzenie w obrębie dna basenów fałdów inicjalnych oraz rozwój lokalnych osuwisk podmorskich (Ślączka 1969). W końcowym etapie rozwoju basenów zewnątrzkarpackich (oligocen-wczesny miocen), zachodziła powolna, umiarkowana subsydencja. W utworach jednostki śląskiej obserwuje się nieduży wzrost wartości średniej refleksyjności witrynitu w materii organicznej począwszy od warstw menilitowych (0.40-0.53%) do krośnieńskich (0.50-0.61%), w przeciwieństwie do jednostki magurskiej, gdzie uwęglenie materii organicznej w formacji magurskiej wykazuje maksymalne zróżnicowanie (od twardego węgla brunatnego do węgla kamiennego koksowego). Podkreślić trzeba, że to zróżnicowanie przyjmuje trend wzrostu
średniej refleksyjności witrynitu ku S. Nacisk pryzmy akrecyjnej postępującej na północ spowodował ugięcie (pogrzebanie) południowej części płaszczowiny magurskiej, tym samym utwory, które były deponowane w południowej części basenu magurskiego odznaczają się wyższym uwęgleniem. Dodatkowo w późnym oligocenie nacisk mógł być spotęgowany przez basen niesiony, uformowany na „zapleczu” płaszczowiny magurskiej. Nieduży wzrost stopnia uwęglenia materii organicznej w szczątkowych basenach zewnętrznych może być związany z umiarkowanym tempem subsydencji w okresie wczesny/późny oligocen-wczesny miocen. W tym czasie w basenach szczątkowych (śląskim, podśląskim i dukielskim) sedymentowały warstwy krośnieńskie o dużych miąższościach. Depozycja warstw krośnieńskich miała charakter diachroniczny, postępujący ku N-NE (Oszczypko 1992, 1998, Kuśmierek 1995, Poprawa & Malata 1997, 2000). W jednostce śląskiej średnia refleksyjność witrynitu w warstwach krośnieńskich waha się od 0.50% do 0.61%, w jednostce przedmagurskiej sensu stricte od 0.42% do 0.45%, a w jednostce dukielskiej i grybowskiej (seria okienna) od 0.64% do 0.76%. W czasie depozycji warstw krośnieńskich dochodziło do resedymentacji osadów starszych, wcześniej złożonych w basenach, a następnie wyniesionych w wyniku kompresji (Leszczyński & Malata 2002, Poprawa i in. 2002, 2006). Tym samym mogło dojść do resedymentacji już częściowo uwęglonej materii organicznej, erodowanej z utworów wyniesionych. Zwraca uwagę fakt, że w każdej jednostce materia organiczna, występująca w warstwach krośnieńskich charakteryzuje się zmiennymi wartościami średniej refleksyjności witrynitu, najniższymi w jednostce przedmagurskiej ss., najwyższymi zaś w jednostkach serii okiennej. Być może to zróżnicowanie stopnia uwęglenia materii organicznej należy wiązać z wiekiem resedymentowanych utworów i tym samym różnym obszarom źródłowym dla poszczególnych jednostek (grzbiet śląski dla basenu śląskiego, grzbiet przedmagurski dla basenu przedmagurskiego i dukielsko-grybowskiego). Według Bromowicza (1992, 1993) grzbiet przedmagurski najpierw wynurzył się na wschodzie, dając materiał okruchowy dla basenu dukielsko-grybowskiego, a później na zachodzie, gdzie deponowały utwory basenu przedmagurskiego. Co więcej, postuluje się, że jednostka opisywana jako przedmagurksa s.s. w rejonie Żywca i Koniakowa to element płaszczowiny śląskiej, w której utwory towarzyszące warstwom krośnieńskim są olistostromowego pochodzenia (Cieszkowski 1992, Cieszkowski i in. 2009).
Wczesny miocen był okresem głównego etapu formowania orogenu karpackiego. Skośna kolizja terranów alpejsko-karpackich z platformą europejską spowodowała przesuwanie przedgórza dalej na północ, rozwój zewnętrznej pryzmy akrecyjnej oraz formowanie systemu płaszczowin w Karpatach zewnętrznych (Ślączka 1996, Sperner i in. 2002, Ślączka i in. 2006, Pietsch i in. 2007). Wyniesione fragmenty płaszczowin były
niszczone i jako olistolity przemieszczane w dół stoku kontynentalnego szczątkowego basenu fliszowego (Cieszkowski i in. 2003).
Etap postorogeniczny (15-8 ma)
Z końcem burdygału Karpaty zewnętrzne zostały sfałdowane i wypiętrzone, a cały system płaszczowin oderwany od podłoża i nasunięty na północ, północny wschód na platformę. Wielkość nasunięcia szacuje się od 50 do ponad 100 km. Migrację teranów alpejsko-karpackich w stronę wolnych przestrzeni kontrolowała sieć ograniczających uskoków przesuwczych, tak charakterystycznych dla Karpat zewnętrznych. Dzięki temu poszczególne bloki mogły wpasować się indywidualnie w system karpacki (Marko i in. 1991). Żytko i in. (1988) porównują zewnętrzną granice orogenu Karpat i europejskiego