N a mapach geologicznych odkrytych po karbon i przedcechsztyńskich Polski ( B o j k o w s k i et al., 1983; P o ż a r y s k i , K a r n k o w s k i , 1992; P o k o r s k i , 1997) oraz na rekonstrukcjach paleogeograficznych Europy z prze
łomu karbonu i permu ( Z i e g l e r , 1990; K a r n k o w s k i , 1997) przedstawio
na niezgodność podpermska ścina sfałdowane eksternidy waryscydów, a tylko lokalnie w głębokich depresjach i nieckach granica między utworami stefa- nu i autunu jest prawiezgodna. Niezgodności kątowe w ystępują w rowach śródgórskich: północnosudeckim (niecce), przedsudeckim i Sławkowa. Pod- autuńska niezgodność rozdziela piętro fałdowe waryscydów od podpiętra mo
lasowego ( K a r n k o w s k i , 1980). Lukę sedym entacyjną i konkordancję stwierdzono m.in. w spągu formacji Świńca i Dolska ( P o k o r s k i , 1997) oraz Ludwikowie w niecce śródsudeckiej ( G r o c h o l s k i , 1990), a także w po
łudniowej części rowu Sławkowa w spągu formacji Kwaczały w niecce Nie- porazu ( S i e d l e c k i , 1954; rys. 3, 8).
W zapadlisku górnośląskim występuje przejściowa molasa późna - syn- orogeniczna, reprezentowana przez serię pustyniową, bezwęglową czerwo
nych osadów stefanu В formacji kwaczalskiej ( D e m b o w s k i , R u t k o w s ki , 1968). Luka stratygraficzna, prawdopodobnie w Stefanie A, odzw ier
ciedla istotne zmiany w basenie górnośląskim, ponieważ cechy litologiczne piaskowców arkozowych bezwęglowych są inne niż krakowskiej serii wę
glonośnej ( G r a d z i ń s k i , 1982; K u r e k et al., 1994). Arkoza składa się z ziarn polimiktycznych i otoczaków o wielkości do 20 cm: piaskowców kwarcytowych (do 40% zawartości), skał metamorficznych i magmowych.
Przy spągu serii zlepieńców i piaskowców z wkładkami iłowców pstrych po- 54 jaw iają się wielkie (do 1 m) toczeńce glin czerwonych i obtoczone fragmenty
skrzemieniałych araukarii ( S i e d l e c k i , 1954; P a s z k o w s k i et al., 1995).
W porównaniu z szarymi utworami węglonośnymi (z wyjątkiem warstw jej- kowickich) czerwono-żółto-szare warstwy kwaczalskie utworzyły się w ba
senie o szybszej sedymentacji i subsydencji w warunkach osuszania klima
tu, ograniczających akumulację fitogeniczną w Stefanie ( R u t k o w s k i , 1972).
Reprezentują one typ molasy śródgórskiej synorogenicznej, przejściowej - od węglowej do bezwęglowej - serii pustynnej basenu resztkowego, zasi
lanego materiałem z bliskiego otoczenia ( B u k o w y , 1982; Ś w i e r c z e w- s k a , 1995). Etap zamknięcia sedymentacji i dalszą inwersję zapadliska gór
nośląskiego w jego obrzeżeniach dopełniło wypiętrzenie fałdowo-fleksuro- we, głównie w fazie uralskiej. Fleksury brzeżne na wielu odcinkach prze
kształciły się w uskoki odwrócone i nasunięcia w kierunkach na wschód, po
łudnie i zachód do środka zapadliska. U podnóża tych morfostruktur (gór ramowych fałdowo-fleksurowych) założony został postorogeniczny basen molasowy z wulkanizmem finalnym. Zapisem tych zdarzeń była depozycja materiału wulkano-klastycznego czerwonego spągowca w rowie tafrogenicz- nym Sławkowa.
Niezgodność podpermska w zapadlisku górnośląskim i w jego szerokim otoczeniu rozciąga się w spągu zlepieńców i piaskowców autunu ( S o k o ł o w s k i , 1968; D e c z k o w s k i , 1977; T r z e p i e r c z y ń s k i , 1986; J u r a , T r z e p i e r c z y ń s k i , 1997a). W asocjacji czerwonych osadów występują utwory piroklastyczne i wulkaniczne oraz litofacje mułowców i iłowców 0 charakterystycznym regresywnym następstwie warstw. W utworach stoż
ków napływowych, rzek roztokow ych i jezio r środow iska pustynnego ( A l e k s a n d r o w s k i et al., 1986; W o j e w o da, M a s t e 1 a r z, 1989; К i er- s n o w s k i , 1997) wyróżnia się trzy litosomy molasy: przederuptywny au
tunu, związany z aktywnością fazy uralskiej, wulkanoklastyczny odpowia
dający fazie saalskiej i poeruptywny saksonu z lukami sedymentacyjnymi 1 skorupami wietrzeniowymi. Niezgodność podperm ską wyróżniono też na przedpolu waryscydów, gdzie w zatokach i na tarasach basenu środkowo- polskiego deponowane były utwory m olasy salinarnej postorogenicznej późnej w cechsztynie. Zajmuje ona pozycję przekraczającą względem wul- kanoklastycznej molasy czerwonego spągowca ( W a g n e r , 1997; D a d l e z et al., 1998). W cechsztynie wraz z utworzeniem salinarnego basenu środ- kowopolskiego i rozwojem sedymentacji ewaporatowej dopełniło się zakry
wanie powierzchni podpermskiej i wypełnianie rowów, niecek i bruzd. Jedną z miar głębokości erozji i skali denudacji w permie jest zróżnicowana miąż
szość molasy, która wynosi do 1000 m dla asocjacji klastycznej i do 1500 m - dla salinarnej ( P o k o r s k i , 1997; W a g n e r , 1997).
Dolna strona pow ierzchni niezgodności podperm skiej zachowała się w rowie Sławkowa, położonym w północno-wschodniej części zapadliska górnośląskiego (rys. 9). Na mapach geologiczno-strukturalnych odkrytych po karbon GZW ( D o k t o r o w i c z - H r e b n i c k i , 1956, 1968; Atlas..., 1994) rów ten podścielają i obrzeżają od zachodu sfałdowane i nasunięte utwory 55
kulmu morawsko-śląskiego, a od północy i wschodu jego granicą są flek- sury brzeżne ze sfałdowanymi utworami węglanowymi dinantu i dewonu gałęzi krakowskiej ( J u r a , T r z e p i e r c z y ń s k i , 1997 a; rys. 3). W podło
żu utworów permu w ystępują warstwy kwaczalskie, krakowska seria pia
skowcowa i warstwy florowskie (lokalnie grodzieckie i sarnowskie), a głów
nie warstwy zalaskie i malinowickie oraz wapienie dinantu. W południowej części rowu permskiego jego podłoże stanowią skały piętra krystalicznego masywu górnośląskiego (rys. 5, 7.1, 7.2). Przy stropie utwory węglonośne karbonu są silnie zmienione przez wietrzenie, zabarwione na czerwono, rza
dziej pstro. Pod utworami permu w skałach węglonośnych i bezwęglowych formacji kwaczalskiej strefa wietrzenia sięga do głębokości około 30 m, lo
kalnie do 100 m (rys. 8). Pod względem odpornościowym znaczenie rzeź- botwórcze w klimacie półpustynnym na przełomie stefanu i permu ( Wo j e- w o d a , M a s t a l e r z , 1989; B a r r o n , F a w c e t t , 1995) miały zarówno rozsypliwe, słabo zwięzłe piaskowce górnokarbońskie, jak i zwięzłe w apie
nie, tworzące kompleksy odporne o grubości od 500 m do 1500 m. Nato
miast podatne na głębokie wietrzenie i erozję były serie iłowcowe i mułow- cowe słabo zwięzłych warstw węglonośnych. N ajm niejszą odporność wyka
zywały silnie spękane, zuskokow ane i przefałdow ane w arstw y zalaskie i malinowickie, na zachodzie zaś kijowickie (górnego wizenu i najniższego namuru A), których miąższość maleje od 1000 m na zachodzie do 200 m na wschodzie ( K o t a s , 1985).
Górna strona niezgodności w spągu utworów czerwonego spągowca jest ostrą granicą wzdłuż powierzchni erozyjnej ścinającej sfałdowane utwory karbonu węglonośnego włącznie z formacją kwaczalską. Luka sedymenta
cyjna obejmuje Stefan С i najniższy autun, okres około 5 Ma, który odpo
w iada fałdowaniu w fazie uralskiej i rów nież obniżeniu poziomu oceanu światowego ( G o l o n k a et al., 1997; tab. 1). Kontakt karbon-perm podkre
ślają grubookruchowe zlepieńce wapienne i polimiktyczne myślachowickie, zaliczane do litosom u preeruptyw nego (S i e d 1 e c к a, 1968; B u k o w y ,
1978). W arstwa przyspągow a je st miejscam i silnie w apnista z gruzłami skorup węglanowych (gleb kopalnych caliche) lub z powłokami krzemionko
wymi ( P a s z k o w s k i , 1987; K u r e k et al., 1994), w której lokalnie wy
stępuje martwica karniow icka ( L i p i a r s k i , 1970; P i e k a r s k a , 1986).
Zdaniem S. W. A l e x a n d r o w i c z a (1991) trawertyny te powstały przy źró
dłach gorących wód, tow arzyszących ogniskom magmowym. Ku górze i bocznie litofacje głazowisk z olistolitami i zlepieńców wapienno-dolomi- towych przechodzą w piaskowce i mułowce oraz utwory ilasto-margliste. Ich odpow iednikam i facjalnym i są praw dopodobnie piaskow ce karniow ickie o spoiwie wapnistym z okruchami skał węglanowych, jakkolw iek wykazują podobieństwa do zwietrzałych piaskowców krakowskiej serii przy stropie z w ykształconą strefą wietrzenia ( A l e x a n d r o w i c z et al., 1971; L i p i a r s ki , 1997). S. K u r e k et al. (1995) uznają piaskowce karniowickie za relikt 56 stożka napływowego stefanu C, utworzonego na ściętych erozyjnie warstwach
C Z Ę S T O C H O W A
Rys. 9. M apa m orfostrukturalna górnej strony niezgodności w spągu czerw onego spągow ca perm skiego row u Sław kow a i w spągu pokryw y triasu m onokliny śląsko-krakow skiej z perm skim i n ieck a m i sed y m en tacy jn y m i - row am i: L ask o w ice O ław sk ie (LO), H erby L elów (HL), T arnow skie G óry (TG), P odw arpie (PO), B olesław (BO), N iep o raz (NI) i L iplas (LI)
z Sierszy (facjalny odpowiednik arkozy kwaczalskiej) i krakowskiej serii pia
skowcowej. Przewodnimi utworami autunu są fanglomeraty wapienno-por- firowe z olistolitami wapieni węglowych ( Z a j ą c z k o w s k i , 1964; B u k o w y, 1982, 1994b; K i e r s n o w s k i , M a l i s z e w s k a , 1985) i porfirowo- -tufowe ignimbryty filipowickie ( H a r a ń c z y k , 1994). Za równoczasowe i młodsze uważa się gliny sławkowskie z żyłkami gipsu i wkładkami wa
pieni jeziornych ( S z u l c , 1988). Miąższość kompleksu jest zróżnicowana od kilku m do 250 m, wyjątkowo przekracza 600 m (rys. 3, 4, 9). W podziale nieformalnym H. K i e r s n o w s k i (1991) zaliczył formację Sławkowa do au
tunu, a formację Bolesławia do turyngu, natom iast J. P o k o r s k i (1997) dodał jeszcze formację z Krzeszowic, litostratygraficznie starszą od forma
cji myślachowickiej, razem przynależne do grupy Odry.
Deformacje powierzchni podautuńskiej podczas wypełniania rowu perm- skiego były uwarunkowane jego położeniem w aktywnej tektonicznie stre
fie granicznej między zapadliskiem górnośląskim a gałęziami śląsko-moraw- ską i krakowską waryscydów ( B u k o w y , 1984; J u r a , T r z e p i e r c z y ń s k i , 1997a). Deformacjom towarzyszył intensywny wulkanizm dwufazowy. Skały subwulkaniczne typu mikrodioryt i mikrogarbro stwierdzone w sąsiedztwie intruzji Jerzmanowic, Zawiercia i Mrzygłodu uznaje się za synorogeniczne ( H e f l i k et al., 1992; G r o c h o l s k i , R y k a , 1995), związane z fałdowa
niem w fazie wczesnouralskiej (frankońskiej). C. H a r a ń c z y k i i A. L e w a n d o w s k a (1994) uważają je za karbońsko-permskie, których odpowied
nikiem molasowym są zlepieńce jerzmanowickie, utwory wulkano-klastycz- ne z tefrą filipowicką w Dolinie Będkowskiej. Młodsze dwumodalne skały eruptywne reprezentowane przez riolity, riodacyty, dacyty, andezyty i bazal
ty należą do postorogenicznych z fazy saalskiej. Umiejscowienie się erupcji wulkanicznych w obramowaniu NE zapadliska górnośląskiego w okolicach Lublińca i na linii M yszków-Krzeszowice (rys. 9) określa śródgórską po
zycję postorogeniczną rowu Sławkowa względem stref fałdowych moraw- sko-śląsko-krakowskich. Zasięg połogo nachylonych utworów permskich jest miejscami erozyjny, prawdopodobnie znacznie zawężony względem pierwot
nego do wgłębnych stref dyslokacyjno-intruzyw nych wzdłuż północno- wschodniej granicy rowu Sławkowa oraz niecki Tarnowskich Gór na zacho
dzie i Liplasu na południowym wschodzie ( J u r a , 1997a). Utwory wulka- noklastyczne autunu reprezentują molasę czerwoną, odpowiadającą erozji gór nasunięciowo-fałdowych i wulkanicznych. Ekwiwalentem ich dalszej erozji jest molasa salinarna cechsztynu, szeroko rozprzestrzeniona na północ od rowu Sławkowa - w nieckach: Laskowice Oławskie i H erby-Lelów ( De c z - k o w s k i , 1977; M o r a w s k a , 1985, 1993; T r z e p i e r c z y ń s k i , 1987;
J u r a , T r z e p i e r c z y ń s k i , 1997a; P o k o r s k i , W a g n e r , 1997; rys. 9).