Pow ierzchnia erozyjna na podłożu utw orów czerw onego spągowca i karbonu na obszarze zagłębia m ogła się rozw ijać ju ż w turyngu, wraz z zanikiem sedymentacji w permskim rowie Sławkowa. Po fazie saalskiej (270-268 Ma) w cechsztynie ustabilizowały się warunki erozji i denudacji, której bazę erozyjną stanowił basen środkowoeuropejski z szybko obniża
nym poziomem morza - aż o 200 m (tab. 1). Ląd górnośląski stanowił w ów czas wschodni odcinek łańcucha waryscyjskiego - wału windelickiego i pół
nocny brzeg morza cechsztyńskiego. Procesy rzeźbotwórcze wału o topografii zbliżonej do gór niskich były uw arunkow ane klim atem ciepłym, pół
suchym ( S z w a r z b a c h , 1974; W a g n e r , 1997). W strefie morfoklimatycz- nej półsuchej (tab. 3) za główny proces rzeźbotwórczy uważa się intensyw- 74 ne wietrzenie fizyczne, w mniejszym stopniu chemiczne, których
produkta-mi są pokrywy wietrzeniowe gruzowo-pylaste ze skorupaprodukta-mi konserwujący
mi rzeźbę. W analogii do procesów w spółczesnych cechsztyński klimat sprzyjał wgłębianiu zrównań oraz formowaniu pedymentów na lądzie sudec- ko-śląskim, których ekwiwalentem erozyjnym są osady ewaporatowe środ- kowopolskiej playi ( S o k o ł o w s k i , 1968; P e r y t , W a g n e r , 1997). Zapew
ne na podłożu najmniej odpornych glin sławkowskich utrzymywały się za
głębienia - przetrwały depresje, wypełniane następnie osadami salinarnymi cechsztynu w niecce Bolesławia i Liplasu (por. S i e d l e c k a , 1964; M o r y c , 1971; K i e r s n o w s k i , 1991). D opasowanie rzeźby do struktury podłoża utworów silezu ułatwiła długotrwała denudacja, działająca selektywnie na skały serii mułowcowych z tendencją do oszczędzania serii piaskowcowych głęboko odwodnionych zarówno na antyklinach lub zrębach, jak i w syn- klinach (nieckach) lub w półrowach uskoków schodowo-kulisowych rowu permskiego Sławkowa ( J u r a , 1997b). Proces dojrzewania rzeźby na wychod
niach utworów karbonu w cechsztynie z m ożliw ością tworzenia parapedy- mentów był kontynuowany w dolnym triasie, aż do transgresji morza gór
nego pstrego piaskowca i wapienia muszlowego.
Na mapach paleogeograficznych Europy u schyłku permu i w dolnym triasie zrekonstruowano obniżenia, zwłaszcza basenu - bruzdy środkowopol- skiej wypełnionej osadami cechsztynu, i rozległych wałów ukształtowanych na silnie zdegradowanych pasmach górskich waryscydów ( Z i e g l e r , 1990).
Główne jednostki wyniesień morfologicznych wału windelickiego stopnio
wo rozszerzały się o tarasy po reliktow ym basenie ew aporatowym cech
sztynu, w którym zanikała sedymentacja czerwonych osadów kontynental
nych w środowiskach jeziornych, rzecznych i wydmowych ( Wa g n e r , 1997;
K i e r s n o w s k i , 1998). Przypuszcza się, że w warunkach suchego i ciepłego klimatu oraz globalnego podniesienia poziomu morza (około 100 m - tab. 1) nastąpiło zmniejszanie erozji i denudacji, sprzyjające łagodzeniu (starzeniu się) głównych rysów ówczesnej rzeźby. W okresie wielkiego przełomu rów
nania gór waryscyjskich na obszarze GZW nadal wznosił się rozczłonkowa
ny płaskowyż we wschodniej części wału windelickiego. W obrębie wypię
trzenia sudecko-małopolskiego o wyżynnej topografii z drugorzędnymi ko
tlinami zapadliskowymi w rowie Sławkowa występowały grzbiety półzrębowe dębnicko-siewierskie i u czoła nasunięcia morawsko-śląskiego. Płaskowyż opadał pocechsztyńskim tarasem sudecko-śląskim do bruzdy środkowopol- skiej ( S z y p e r k o - T e l l e r , 1997; W a g n e r , 1997) i wznosił się ku połu
dniowi w stronę lądu Prakarpat (rys. 11).
Postępująca od północy transgresja morza szelfowego w dolnym triasie podniosła bazę erozyjną na wyżynie górnośląskiej o ponad 100 m (tab. 1).
Spowolnienie denudacji doprow adziło do nagrom adzenia dużych ilości materiału zwietrzelinowego w dolinach rzek, a zwłaszcza w strefie brzego
wej morza, w ówczesnej dziedzinie morfoklimatycznej półsuchej ( B l e s s , F e r n a n d e z - N a r v a i z a , 1995). Warunki te sprzyjały formowaniu para- pedymentów na podłożu skał odpornych i glacis-erozyjnych na podłożu glin 75
sławkowskich. W kotlinach i dolinach zalegały pokrywy wietrzeniowe, które miejscami zakryły osady warstw świerklanieckich, częściowo wyrównujące morfologię. Płasko-wyżynny relief niezgodności podtriasowej, rozwiniętej na podłożu fałdowo-blokowej struktury zapaliska górnośląskiego, świadczy - zdaniem S. B u k o w e g o i D. J u r y (1982) - o częściow ym zrów naniu i zrównoważeniu izostatycznym górotworu waryscyjskiego, podkreślonym przez uform ow anie pedypleny nadbrzeżnej, przygotow anej do transgresji w pstrym piaskowcu.
Płytki zalew w najniżej położone kotliny na północy, do centrum i na wschodzie zagłębia stopniowo rozszerzał się, aż morze retu wkroczyło na garby i płaskowyże, pozostawiając cienkie osady transgresywne. Długotrwała transgresja do dolnego wapienia muszlowego ukształtowała silnie urozma
iconą linię brzegow ą typu zatokowego, riasowego podłużnego, z licznymi wyspami (rys. 11). W strefie brzegowej abrazyjnej został zdeponowany m a
teriał żwirowo-piaszczysty, a w partiach osiowych zatok, utworzonych w ko
tlinach rybnickiej, bytomskiej i chrzanowskiej, sedymentował materiał doj
rzały, drobnoklastyczny, pochodzący z pedypleny. Wraz z wypełnianiem tych depocentrów przez osady pstrego piaskowca malała ilość materiału teryge- nicznego, zastępowanego wapieniami oolitowymi, marglami i dolomitami z wtrąceniami gipsów. Środowisko ewaporatowe, przybrzeżne zanikło w re
cie i zmieniło się w lagunowe, z sedymentacją biogeniczną i chemiczną musz- lowo-oolitową, w w apieniu muszlowym, w zatoce katowickiej ( S e n k o w i e ż o w a , 1973, 1997; P a w ł o w s k a , 1982, 1985). W wyniku w ieloetapo
wej transgresji i lokalnej abrazji uprzednia rzeźba wygładziła się - zwłasz
cza rzeźba garbów siodłowych i półzrębowych. Na tarasie górnośląskim prze
trwały wyspy ( C h u d z i k i e w i c z , 1983) jako morfostruktury grzbietów pa
sywnie odwzorowanych i m łodocianych progów uskokowych, aktywnych o licach dobrze zakonserwowanych w klimacie suchym. Szczegóły ukształ
towania pedymentów na obszarach kotlin - morfotypów powierzchni zakry
tych utworami lądowymi pstrego piaskowca środkowego, są zatarte, zastą
pione formami wybrzeża transgresywnego. Zdaniem A. S z y p e r k o - T e l - l e r i W. M o r y c a (1988) w wapieniu m uszlowym taras górnośląski sta
nowił peryferyczną, przybrzeżną i płytkowodną lagunę z barierami w obrę
bie zatoki katowickiej ( G a j e w s k a , 1997). Skala abrazji była znaczna, zwłaszcza na brzegach klifowych wysp grzbietu dębnicko-siewierskiego, zbu
dowanego z dolomitów dewonu. Deniwelacje klifu, dochodzące do kilku
nastu metrów, odsłoniętego w kamieniołomie Nowa W ioska ( Ś l i w i ń s k i , 1965, 1982; B a r d z i ń s k i , 1997; T r z e p i e r c z y ń s k i , 1997a) wskazują na wielokrotnie wyższy brzeg abrazyjny. Pod koniec ladynu rozpoczęła się re
gresja i erozja młodych osadów, prowadząca do ekshumowania powierzch
ni poddolnotriasowej ze znacznej części obszaru GZW. Południowa i połu
dniowo-zachodnia jego część była silniej wypiętrzona, ponieważ stwierdzo
no dużą subsydencję w bruździe środkowopolskiej (rys. 11). W zględnemu 76 wyniesieniu (około 1500 m) towarzyszyło zapewne uskokowanie i migracja
silnie zm ineralizow anych wód porow ych. N ajkorzystniejsze warunki do wytrącania minerałów siarczkowych panowały w spękanych i krasowiejących wapieniach gogolińskich poniżej ekranu, który stanowiły dolomity diplopo- rowe (por. Ś l i w i ń s k i , 1978; R ó ż k o w s k i et al., 1979; H a r a ń c z y k ,
1979, 1988, 1993; S a s s - G u s t k i e w i c z , D ż u ł y ń s k i , 1998).
Stadia ewolucji niezgodności podtriasowej są następujące:
• Inicjalne - w wyniku obniżenia poziomu morza światowego i podnie
sienia izostatycznego w późnym saksonie (faza altmark) morawsko-śląsko- -krakowskiej części orogenu waryscyjskiego z tafrogenicznym rowem perm- skim Sławkowa utworzyła się zróżnicowana morfostrukturą wału windelic
kiego. Późnowaryscyjskie ruchy diktyogeniczne górotworu o powierzchni dyskordantnej morfotektonicznie z nabrzmieniami górskimi (pasm moraw- sko-śląskiego i siew iersko-dębnickiego) i obniżeniam i (sebkhi Sławkowa i Liplasu) nadały im morfostrukturę topograficznie zbliżoną do niskich gór z pedymentami kotlinowymi i dolinnymi w klimacie suchym o ciepłym re
żimie.
• Młodociane - na przełomie permu i triasu panował klimat suchy go
rący, postępowało też podnoszenie się poziomu morza o 100 m, zm niejsza
jące głębokość erozji. Sieć dolinna nawiązywała do obniżeń, z kolei denu
dacja sprzyjała wgłębianiu zrównań oraz formowaniu pedymentów.
• D ojrzałe - w dolnym pstrym piaskow cu na podłożu skał karbonu o różnej odporności rozwinęła się rzeźba strukturalna krawędziowa oraz dolin synklinalnych i kotlin zapadliskowych. Garby i grzbiety antyklinalne i pół- zrębowe okrywała gruba zwietrzelina gruzowo-pylasta ze skorupami żela- zistymi, którą podścielała strefa pstrych wietrzelisk (z Suminy) o miąższo
ści rzędu 15-20 m.
• Starcze - w środkowym pstrym piaskowcu na skałach odpornych kar
bonu utworzyły się parapedymenty, a ukształtowane na seriach mułowcowych płaskodenne szerokie doliny (wadi) zostały wyścielone żwirami i piaskami.
Z rozmywanych zwietrzelin i redepozycji aluwiów powstały osady przybrzeż
ne na rozrastającym się ku południowi wybrzeżu morza środkowopolskie- go. Utwory świerklanieckie wypełniły doliny i kotliny do wysokości około 2 0 -25 m, rozw inięte na postw aryscyjskiej parapedyplenie nadmorskiej o reliefie wyżynnym.
• Finalne - wybrzeże górnośląskie wyrównane przez osady aluwialne pia
sków i mułów o czerwonym zabarwieniu objęła transgresja w górnym pstrym piaskowcu. Morze środkowopolskie o urozmaiconej zatokowej linii brzego
wej wkraczało etapami w miarę uginania tarasu górnośląskiego, wygładza
jąc relief brzegów. Szerokie doliny i kotliny zamieniły się w laguny. Grze
banie powierzchni podtriasowej przez osady morskie retu (warstwy z Bierunia o m iąższości 2 2 -4 8 m) i w apienia m uszlow ego o m iąższości do 150 m doprowadziło do zakrycia utworów karbonu i permu w centrum i na półno
cy zagłębia. W południowej jego części rozciągło się wybrzeże lądu sudec-
ko-śląskiego. 77
• Deformacyjne - od mom entu zakrycia powierzchni erozyjnej rozpo
częła się subsydencja i w ypiętrzanie zaznaczone odgrzebyw aniem i prze
kształcaniem rzeźby. M ałe deformacje niezgodności podtriasowej wiąże się z ugięciem subsydencyjnym w bruździe środkowopolskiej w fazach staro-i młodokstaro-imeryjskstaro-iej, najwstaro-iększe deformacje zaś mstaro-iały mstaro-iejsce podczas jej sfałdowania w epejrogenezie środkowoalpejskiej. Istotne zmiany deform a
cyjne zostały zapisane w strukturach m orfotektonicznych m łodszych po
wierzchni niezgodności: podjurajskiej, podkredowej i podmioceńskiej. Zna
czące rozbicie niezgodności na bloki uskokow e i schodow e w ystąpiło w fazach młodoalpejskich.
Powierzchnia niezgodności podtriasowej jest dyskordancjąpostorogenicz- ną, ukształtowaną w postwaryscyjskim cyklu morfotektonicznym, a zarazem podpokryw ową epiwaryscyjskiej platformy środkowoeuropejskiej. Niezgod
ność ta potwierdza zrównanie górotworu fałdowo-intruzywnego (rozdziela piętro orogeniczne i tafrogeniczne od pokrywowego) i wygaszenie ruchów izostatycznych, a zarazem konsolidację górotworu waryscyjskiego.