Rozmieszczenie lądów i mórz na obszarze Europy Środkowej w permie po orogenezie waryscyjskiej nawiązywało do przebiegu łańcuchów górskich:
morawsko-śląskiego i krakowskiego z zapadliskiem górnośląskim oraz Su
detów i pasma św iętokrzyskiego ( D a d l e z et al., red., 1998). Daleko na południu rozciągały się Prakarpaty z morzem Pratetydy, wciskającym się od wschodu i południowego wschodu do basenu cechsztyńskiego. Od Gór Świę
tokrzyskich po Szkocję ciągnęły się liczne rowy śródgórskie z silnym w ul
kanizmem oraz rów przedgórski i przedpole waryscydów z brzegiem plat
formy wschodnioeuropejskiej ( Z i e g l e r , 1990). W paleogeografii cechsz- tynu na Górnym Śląsku wyróżnia się góry waryscyjskie z pasmami górski
mi i garbami wyżynnymi o dojrzałym reliefie. Odpowiednikiem ich postę
pującej denudacji była agradacja lądowej drobnookruchowej molasy górnej salinarnej w rowie przedgórskim i w rowach przedpola waryscydów ( Ka r n - k o w s k i , 1997; W a g n e r , 1997).
W Stefanie obszar fałdowań utworów fliszowych kulmu i węglonośnych silezu charakteryzował się reliefem dopasowanym do fałdów swobodnych średnio- i szerokopromiennych o różnej wysokości ( J u r a , T r z e p i e r c z y ń s ki , 1997a). Z map geologicznych odkrytych po karbon ( 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) i szkiców paleogeograficz- nych ( Z i e g l e r , 1990; P o k o r s k i , 1997) m ożna wydedukow ać zarysy reliefu łańcucha górskiego z pasmami i pojedynczymi grzbietami oraz do
linami i kotlinami podłużnymi. W karbońsko-permskim systemie górskim waryscydów część wewnętrzna sudecka (internidy) i zewnętrzna morawsko- -śląsko-krakow ska (eksternidy) tw orzyły wał górski. W śród grzbietów - między nieckami śródgórskimi z drugorzędnymi grzbietami antyklinalnymi i dolinami synklinalnymi oraz kotlinami w depresjach o rzeźbie w ysokogór
skiej - górowały kopuły nadbatolitowe. W części północnej wału uformo
wały się pasma na podłożu szerokopromiennych fałdów, których orografia była zbliżona do gór niskich z szerokimi grzbietami i dolinami struktural
nymi ( D a d l e z et al., 1998).
Interpretacja ukształtowania powierzchni podautuńskiej GZW, rozdzie
lającej piętro orogeniczne fałdowo-intruzywne od postorogenicznego wul- kaniczno-molasowego, jest szczególnie złożona, ponieważ niezgodność ta ulegała deformacjom wielokrotnie, poczynając od subsydencji postorogenicz- nej przez blokowo-fałdową faz środkowoalpejskich do blokowej w fazach młodoalpejskich. Nieuwzględnienie przekształceń niezgodności podpermskiej znajduje wyraz w różnym konturowaniu granic rowu Sławkowa na mapach.
Według kryterium strukturalnego rów permski ma granice uskokowe, zin- 60 terpretowane tylko na schematycznych przekrojach lub na krótkich
odcin-kach ( B u k o w y , 1974, 1984). Częściej rekonstruowany jest jako półrów przy hipotetycznym uskoku dębnicko-siewierskim (por. D o k t o r o w i c z - H r e b - n i c k i , 1956, 1959, 1968; E k i e r t , 1971) lub jako rów naduskokowy i w ul
kaniczny przy antyklinalno-zrębowym grzbiecie dębnicko-siewierskim i kra- kowsko-rzeszotarskim ( B u k o w y , 1974; O b e r e , 1977; B u k o w y , J u r a , 1982; J u r a , T r z e p i e r c z y ń s k i , 1997a). Podkreśla się morfologiczne, erozyjne założenia rowu i synsedymentacyjne zapadanie kotliny - doliny zasypywanej m olasą(por. K i e r s n o w s k i , M a l i s z e w s k a , 1985; K u r e k , et al., 1990). Rów Sławkowa i Krzeszowic J. P o k o r s k i (1997) nazywa zapadliskiem brzeżnym na przedpolu GZW. Rów permski uważa się też za obniżenie o współczesnych granicach erozyjnych {Atlas..., 1994) w obrębie bloku górnośląskiego ( Ż a b a , 1999).
Pod względem m orfostrukturalnym rów permski jest złożony z kotlin synklinalno-zapadliskowych zasypanych fanglomeratami, przekształconych następnie w rowy wulkaniczno-uskokowe (rys. 5, 9). Rów Sławkowa roz
wijał się zarówno wśród gór w obrębie północno-wschodniej strefy granicznej zapadliska górnośląskiego, jak i przed górami gałęzi krakowskiej i śląsko- -morawskiej. Przebiega on u podnóża skrzydeł skrzynkowych antyklin lub fleksur brzeżnych, m.in. Rzeszotar, Krakowa, Dębnika, Kluczy i Brudzo- wic (rys. 5). C harakterystyczną cechą kotlin je st rzeźba dopasowana do synklin, a później do zapadlisk z wulkanizmem. Molasa wulkanoklastyczna rowu ma regresywne następstwo o architekturze zbliżonej do basenów ry- ftopodobnych waryscydów (por. J o w e t t , 1984). O wulkaniczno-diastroficz- nej genezie rowu świadczy rozkład facji i wzrost miąższości molasy czer
wonego spągowca w okolicach wulkanów perm skich ( B u k o w y , J u r a , 1977). Nieco inna jest morfostruktura niecki Tarnowskich Gór, która umiej
scowiła się przed czołem fałdów Toszka (na przedłużeniu ku północy nasu
nięć gliwickich) i na podłożu osadów kulmu w synklinie Brynicy (rys. 3, 4).
Na skrzyżowaniu tej synkliny z interferującymi fałdami morawsko-śląskimi wyróżnia się węzeł tektoniczny Połomni, położony na północ od węzła Rokitnicy ( T r z e p i e r c z y ń s k i , J u r a , 1997). W węźle nasyconym defor
macjami aż do megabrekcji tektonicznej włącznie występują skały najmniej odporne i najgłębiej zerodowane (depresja Połomni, rys. 9). Niecka Tarnow
skich Gór przebiega na skrzyżowaniu fałdów podłużnych górnośląskich z po
przecznymi morawsko-śląskimi, których czoło było najwyżej wypiętrzone.
U podnóża grzbietu Toszka rozwinął się przednasunięciowy rów Tarnowskich Gór z wulkanizmem postorogenicznym okolic Lublińca (rys. 9).
Rozwój rzeźby przedautuńskiej na podłożu utworów karbonu niecki górnośląskiej zainicjowało fałdowanie o kierunku równoleżnikowym i NW- -SE w fazie asturyjskiej. Z orogenezą związane jest zarówno pustynnienie i ochłodzenie klimatu ( F r a k es, 1979; F r a k es et al., 1992), jak i rozwój erozji słabo zwięzłych utworów węglonośnych. Wypiętrzenie gór fałdowych i zmiany klimatu w strefie podzwrotnikowej suchej z okresami wilgotnymi ( P a r r i s h , 1995) mogły sprzyjać formowaniu kotlin i dolin synklinalnych, 61
najkorzystniej na podłożu słabo odpornych serii iłowców i mułowców węglonośnych lub zawodnionych piaskowców - w kontraście z bardziej od
pornymi wapieniami węglowymi. N ajm niejszą odpornością odznaczały się skały silnie spękane i zuskokowane w podłużno-poprzecznych strefach fał
dowych, tworzących węzły tektoniczne, predysponow ane dodatkowo naj
większym wypiętrzeniem. W Stefanie wzdłuż NE granicy zapadliska górno
śląskiego wysoko wypiętrzyły się grzbiety antyklinalne z.intruzjam i grani- toidów (rys. 9, rys. 10). Ich erozja musiała być znaczna i szybka, ponieważ jej przesłankami są głęboko ścięte warstwy górnego karbonu i mocno zre
dukow ana m iąższość arkozy kw aczalskiej w niecce N ieporaz-B rodła
(rys. 5, rys. 8). Zachowana miąższość arkozy kwaczalskiej do około 200 m, a nawet 400 m ( R u t k o w s k i , 1972) może odpowiadać grubości warstw wę
glonośnych, zerodowanych w Stefanie. M ateriał był transportowany głów
nie do basenu środkowopolskiego czerwonego spągowca, który prawdopo
dobnie łączył się z basenami w Prakarpatach ( A l e x a n d r o w i c z , 1991), określanych przedalpejskim i terenam i w Praveporydach ( V o z ä r o w ä , V o z ä r , 1988, 1993). Wielkość denudacji rzędu 2-3 km w Stefanie С po
tw ierdzają analizy stopnia dojrzałości term icznej utworów węglonośnych ( Ś r o d o ń , 1995) i przebarw ienia skam ieniałości w utworach dewonu i dinantu ( B e ł k a , 1993a,b) oraz rekonstrukcja pola metamorfizmu węgla ( K o t a s et al., 1983; J u r a , T r z e p i e r c z y ń s k i , 1996, 1997b). Zdaniem P. K o s a k o w s k i e g o et al. (1995) utwory westfalu przykrywało co naj
mniej 1000 m osadu, które uległy denudacji przed autunem. Erodowana była głównie północno-zachodnia i północno-wschodnia część GZW, nieco mniej północna i centralna część, a najmniej wschodnie i południowe obramowa
nie zapadliska górnośląskiego (rys. 5, 6). Istotną rolę w fałdowaniu gałęzi krakowskiej odegrała synintruzja granitoidów M rzygłodu ( K a r w o w s k i ,
1988), Zawiercia i Jerzmanowic, zwiększająca tempo wypiętrzania, a zara
zem erozji ( B a d e r a , J u r a , 1997). Przypuszcza się, że denudacja usunęła kilka kilometrów sfałdowanych osadów, której wielkość jest podobna do sza
cowanej dla apikalnych partii intruzji Karkonoszy w Sudetach ( M i e r z e j e w s k i , 1985).
Młode grzbiety wysokogórskie wokół niecek Tarnowskich Gór, Podwar- pia, Bolesławia, Nieporazu i Liplasu o zgodnej z podłożem strukturze były głęboko rozcinane, zwłaszcza w NW i NE części zapadliska górnośląskie
go, gdzie erozja sięgnęła warstw brzeżnych (rys. 5). Deniwelacje między grzbietami antyklinalnymi i dolinami synklinalnymi mogły być równe wy
sokości fałdów rzędu 1000 m (do 2000 m). Zasadnicze przyspieszenie denudacji spowodowało wypiętrzanie, dofałdowanie i nasunięcie zachodnich fałdów brzeżnych morawsko-śląskich ku E w fazie uralskiej (pallatynackiej)
<---Rys. 10. Schemat rozwoju rzeźby w permie z etapami
1 - o ro g en iczn e (fałd o w ań astu ry jsk ich i intruzji g ran ito id ó w na o b rzeżach G Z W ), 2 - p o sto ro g en iczn e (w y p ełn ian ia kotlin sy n k lin aln y ch p rzez w arstw y z Sierszy, k arn io w ick ie i ark o zy k w aczalsk iej stefan u В ?), (С Д 3 - tafro g en iczn e (w row ie S ław kow a z utw oram i fanglom eratow ym i zlep ień có w m yślach o w ick ich , law i tufów , w u lk an o k lasty k ó w i glin sław kow skich czerw o n eg o sp ąg o w ca (P ) oraz blo k d iag ram m o rfo stru k tu r p ó źn o w ary scy jsk ic h m ięd zy K rzeszo w icam i a Toszkiem ) ZG - zapadlisko górnośląskie (Pt - prekam br, Cm - kam br, D - dew on, C, - d inant i kulm , C2 - silez), M S - m oraw o-silezidy, M M - m asyw m ałopolski (S - sylur), PRS - perm ski rów S ław kow a z w u lk an izm em w strefie granicznej K rak ó w -L u b lin iec (AZ), m iędzy M M iZ G intruzje granitoidów w fazie asturyjskiej i uralskiej oraz porfirów i m elafirów w fazie uralskiej i saalskiej
Fig 10. Scheme of relief development during Permian times with following stages
1 - orogenic (A sturian folding and g ranitoide intrusions in the N E m argin o f the U p p er S ilesian d ep ressio n ), 2 - postorogenic (fillin g the sy n clin al deep by th e S iersza, K arn io w ice and K w aczała F o rm atio n s o f S tefanian age B ?), (C t), 3 - taphrogenic (fillin g the Sław ków T rough by the M yślachow ice C onglom erate w ith porp h y ries and m elap h y ries, and Filipow ice Tuffs, and S ław ków C lays o f R o tliegend age (P ) up to 800 m thick)
ZG - U pper Silesian depression (Pt - Precam brian, Cm - C am brian, D - D evonian, C - D inantian and L ow er C arboniferous, C 2 - U p p er C arb o n ifero u s), M S - M o ravian-S ilesian Fold Z ones, M M - M ałopolska M a ssif (S - Silurian), PRS - Perm ian S ław ków T rough w ith g ran ito id e and vo lcan ic intru sio n s in th e C ra c o w -L u b lin ie c sh ear zo n e (KL) betw een the M M and ZG 63
oraz dźw iganie fałdów krakow skich, aż do uform ow ania w ysokich gór i założenia śródgórskiego rowu permskiego Sławkowa. Równocześnie zak
tywizowała się działalność subwulkaniczna we wznoszących się fleksurach (na skrzydłach antyklin: Brudzowic, Mrzygłodu, Kluczy i Dębnika) na linii intruzji granitoidów Myszków - Dolina Będkowska ( B u k o w y , 1984; H a r a ń c z y k , 1989, 1994). Intruzje współtworzyły i wypychały grzbiet dębnic- ko-siewierski w morfostrukturę typu push-up swell, a u podnóży uformował się basen - zapadlisko z odciągania typu pull-apart ( B a d e r a , J u r a , 1997;
J u r a , 1997a,b). Różnicowe ruchy m iędzy w ybrzuszeniam i zrębowych grzbietów i zapadaniem kotlin wiąże się z reżimem nożycowym - ze stre
fami dyslokacji transpresyjnych i transtensyjnych w row ie Sławkowa (rys. 9), a przede wszystkim z główną dyslokacją nożycową Siew ierz-Dęb- nik-Rzeszotary ( B u k o w y , 1994a; J u r a , 1997a; por. Ż a b a , 1997). Z wy
piętrzanych gór fałdow o-w ulkanicznych gałęzi krakow skiej, zw łaszcza z podnoszonych kopuł nadlakkolitowych Brudzowic, Zawiercia, Jerzmano
wic ( J u r a , T r z e p i e r c z y ń s k i , 1997a) oraz Dębnika ( B o g a c z , 1980) i Zalasu ( D ż u ł y ń s k i , 1954) erodowane były najpierw pozostałości serii węglonośnej, warstwy zalaskie i wapienie dinantu, a później dewonu. W ko
tlinach synklinalnych i zapadliskow ych u podnóży rosnących półzrębów i fleksuralnych skrzydeł antyklin zaktywizowała się depozycja materiału fan- glomeratowego głazowisk, zlepieńców, piaskowców i glin na stożkach na
pływ ow ych poprzecznych. Etap dojrzewania rzeźby przerw ał wulkanizm w fazie saalskiej. Świadectwem kolejnego im pulsu denudacyjnego są fanglomeratowe żwiry węglanowo-porfirowe i porfirowo-tufowe. Seria erup- tywna, m.in. z olistolitem Kamienicy ( B u k o w y , 1994b), przechodzi obocz- nie i ku górze w osady piaszczyste rzeki roztokowej- lub podłużnej, m ean
drującej aż do facji osadów jeziora słonego ( K i e r s n o w s k i , 1991). Roz
przestrzenienie depozycji fluwialnej na stożku proksymalnym i sekwencja wulkanoklastyczna w rowie Sławkowa w skazują na bliski obszar źródłowy silnie wypiętrzony (rys. 10).
Ewolucja stropu karbonu niezgodności podperm skiej postępowała w trzech etapach: rzeźbotwórczym, zakrywania i subsydencji. Głównymi for
mami rzeźby na pow ierzchni podautuńskiej row u Sławkowa są kotliny:
przedśląsko-morawska Tarnowskich Gór (pod grzbietem fałdowo-nasuwczym Toszka), Podwarpia - u podnóża grzbietu siewierskiego, Bolesławia - przy grzbiecie Kluczy i Nieporazu - pod grzbietem dębnickim oraz Liplasu - za grzbietem Rzeszotar. Zakrywanie powierzchni erozyjnej utworów karbonu przebiegało w dwóch megacyklach sedymentacyjno-diastroficzno-magm o- wych w warunkach klimatu pustynnego. Kotliny po wypełnieniu czerwoną m olasą w ulkano-klastyczną autunu stały się bolsom am i śródgórskimi u podnóży częściowo zniwelowanych grzbietów zrębowych i antyklinalnych gałęzi krakowskiej (rys. 10). Wokół rowu permskiego górowały wulkany, m.in.: bazaltowy Niedźwiedziej Góry, melafirów A lw erni-R egulic oraz rio- 64 dacytowe Filipowie, Doliny Będkowskiej, Zawiercia, M rzygłodu i Lublińca
(rys. 5, 9). Rozwijały się także małe intruzje subwulkaniczne w okolicach Jastrzębia, Kaczyc, Puńcowa i w południowo-zachodniej części GZW (D o- p i t a et al., 1997). W saksonie góry zrębowe i wulkaniczne zmniejszyły de
niwelacje, ponieważ ich ekw iw alentem erozyjnym są gliny sławkowskie 0 miąższości kilkudziesięciu metrów i utwory formacji z Bolesławia depo
nowane w jeziorach okresowych. W znowienie erozji i nasilenie odgrzeby
wania utworzonej już powierzchni podpermskiej spowodowały znaczące ob
niżenie poziomu morza do 150 m (tab. 1) lub tektonoeustatyczne ruchy fazy altm ark w turyngu. W yrazem skali tych ruchów je st szybka subsydencja w bruździe środkowopolskiej ( Wa g n e r , 1997). Erozja przedcechsztyńska rozpoczyna stadium inicjalne rozwoju nowej pow ierzchni erozyjnej poza obrzeżami i na obrzeżach basenu czerwonego spągowca. Warunki denuda- cyjne na obszarze alimentacyjnym wału sudecko-śląsko-krakowsko-małopol- skiego ustabilizowały się w cechsztynie podczas sedymentacji molasy sali
narnej w basenie środkowopolskim, gromadzącym do 1500 m osadu w ciągu około 7 min lat z subsydencją rzędu 200 m/Ma ( D a d l e z , 1997).
Stadia ewolucji niezgodności podpermskiej są następujące:
• Inicjalne - na skutek fałdowania i wypiętrzania orogenu późno wary - scyjskiego morawsko-śląsko-krakowskiego i zapadliska górnośląskiego w fa
zach asturyjskiej i uralskiej utworzyły się pasma górskie fałdowo-nasuwcze od zachodu i fałdowo-intruzywne od północnego wschodu. Obramowały one zapadlisko zgodnie ze strukturą skał karbonu z rzeźbą górską konkordantną morfotektonicznie.
• Młodociane - w zapadlisku górnośląskim powstało obniżenie śródgór
skie tafrogenicznego rowu Sławkowa wzdłuż synklin brzeżnych N ieporaz- Brodła, Bolesławia, Brynicy i u podnóża grzbietów antyklinalnych Dębni
ka, Kluczy i Brudzowic oraz Toszka. R ozcinały je konsekw entne żleby 1 wciosy w miejscach o najsłabszej odporności, zwłaszcza w strefach zagęsz
czenia spękań na skrzyżowaniu dwóch zespołów uskoków ekstensyjnych równoleżnikowego i południkowego przy NE granicy zapadliska górnoślą
skiego. W warunkach klimatu chłodnego (wysokogórskiego) i suchego utwo
rzyły się zwietrzeliny ze skorupami węglanowymi i żelazistymi, podścielo
ne strefą wietrzenia o grubości do 30 m, lokalnie do 100 m.
• Dojrzałe i finalne - w czerwonym spągowcu uaktywnił się wulkanizm postorogeniczny, rozpoczynający katastroficzną depozycję materiału fanglo- meratowego w kotlinach bezodpływowych - w bolsomach. Seria przederup- tywna stożków piedmontowych z obrywami i olistolitami formacji zlepień
ców myślachowickich w kotlinach zapadliskowych Tarnowskich Gór, Bo
lesławia i Nieporazu osiągnęła miąższość rzędu 200 m. Lokalnie przy źró
dłach wulkanicznych wykształciła się martwica karniowicka o grubości do 15 m. W fazie saalskiej u podnóży wulkanów szczelinowych melafirowych i stożkowych porfirowych uformował się rów wypełniony przez serię erup- tyw ną zlepieńców porfirow o-wapiennych z w ulkanitam i o miąższości do
150 m (głównie w kotlinie Bolesławia) i tufami o grubości do kilkudziesię- 65
5 M o rfo tek to n ik a.
ciu metrów (głównie w kotlinie Nieporazu). Na dużą skalę rozwinęła się re- depozycja materiału ze stożków m olasowych - z wałów popychanych do niecek odciąganych między półzrębowym grzbietem dębnicko-siewierskim a kotlinami zapadliskowymi. Deniwelacje stopniowo zmniejszały się, mate
riał molasowy zaś był coraz drobniejszy. W lokalnych basenach typu playi sedymentowały utwory piaszczysto-mułowe i ilaste z gipsem serii naderup- tywnej formacji Sławkowa (ogniwa Tarnowskich Gór-i Krzykawy) o miąż
szości do 600 m.
• Deformacyjne - powierzchnia niezgodności podmolasowej permskiej w ielokrotnie zm ieniała strukturę tektoniczną, zw łaszcza w fazie saalskiej i podczas inwersji rowu w cechsztynie z praw dopodobnym odwróceniem zrzutów uskoków rowu Sławkowa. Powierzchnia podpermska została istot
nie zdeformowana także w fazach kimeryjskich, środkowoalpejskich i mło- doalpejskich, których wyrazem strukturalnym jest ukształtowanie młodszych powierzchni niezgodności GZW: podtriasowej, podjurajskiej, podkredowej, podmioceńskiej i podczwartorzędowej.
Niezgodność podpermska rozwijała się dynamicznie i ma charakter po
wierzchni erozyjno-diastroficznej, ukształtow anej w późnow aryscyjskim , tafrogenicznym cyklu m orfotektonicznym . Rozdziela ona piętro fałdowe orogenu waryscyjskiego od podpiętra molasowego w rowach śródgórskim Sławkowa i przedgórskim środkowopolskim (rozciągającym się na północ od zapadliska górnośląskiego).