Analiza tempa depozycji materia³u detrytycznego w basenach sedymentacyjnych
zachodnich Karpat zewnêtrznych jako wskaŸnik aktywnoœci tektonicznej ich
obszarów Ÿród³owych
Pawe³ Poprawa*, Tomasz Malata**, Nestor Oszczypko***, Tadeusz S³omka*****,
Jan Golonka****, Micha³ Krobicki****
Tectonic activity of sediment source areas for the Western Outer Carpathian basins — constraints from analysis of sediment deposition rate. Prz. Geol., 54: 878–887.
S u m m a r y. Analysis of deposition rate were performed for synthetic sections, representing the upper Jurassic to lower Miocene sedimentary fill of the Western Outer Carpathian (WOC) basins. Calculated deposition rates differs in a range of a few orders of magnitude. During Tithonian to Berriasian-early Valanginian tectonic activity of the source areas supplying the Silesian Basin was related to the mechanism of syn-rift extensional elevation and erosion of horsts. General decay of source area activity in Valanginian to Cenomanian time was caused by regional post-rift thermal sag of the WOC. The Barremian to Albian phase of compressional uplift of the source area located north of the WOC lead to increase of deposition rate in some zones of the WOC basin. In Turonian to Paleocene time thick-skinned collision and thrusting took place south and south-west (in the recent coordinates) of the Silesian Basin causing very rapid, diachronous uplift of this zone, referred to as Silesian Ridge, resulting with high deposition rate in the Silesian Basin. At that time supply of sediments to the Magura Basin from south was relatively low, and the Pieniny Klipen Belt was presumably zone of transfer of these sediments. In Eocene the zone of collisional shortening in the WOC system was relo-cated to the south, causing rapid uplift of the Southern Magura Ridge and intense supply of detritus to the Magura Basin. Thrusting in the Southern Magura Ridge and collisional compression resulted with flexural bending of its broad foreland, being the reason for decrease of activity of both the Silesian Ridge and the source area at the northern rim of the WOC. The Eocene evolution of the Silesian Ridge is interpreted as controlled by both episodic tectonic activity and eustatic sea level changes. Contrasting develop-ment of the Southern Magura Ridge and the northern rim of Central Carpathians during Eocene stands for a palaeographic dis-tance between the two domains at that time. During Oligocene and early Miocene a significant increase of deposition rates is observed for the basin in which sediments of the Krosno beds were deposited. This was caused by tectonic uplift of the source at the northern rim of the WOC, as well as the Silesian Ridge and the partly formed Magura nappe. The Miocene molasse of the WOC foredeep basin is characterised by notably higher maximum deposition rates than ones calculated for the flysch deposits of the WOC.
Key words: Western Outer Carpathians, Mesozoic, Cainozoic, sediment source area, deposition rate
Zachodnie Karpaty zewnêtrzne (ryc. 1) s¹ fragmentem alpidów europejskich, w którym wype³nienie osadowe mezozoicznych i kenozoicznych basenów sedymentacyj-nych jest zaanga¿owane w struktury orogeniczne (np. Ksi¹¿kiewicz, 1960, 1972; Koszarski, 1985). W (eocenie-?) póŸnym oligocenie–œrodkowym miocenie osady te zosta³y odk³ute od pod³o¿a, tektonicznie zdeformowane i nasuniête na p³ytê europejsk¹ (np. ¯ytko, 1977; Oszczypko & Œl¹czka, 1985; Cieszkowski i in., 1985; Œwierczewska & Tokarski, 1998; Oszczypko, 1999). Powoduje to, ¿e
obec-nie trudno jest ustaliæ zarówno pierwotn¹ geometriê base-nów Karpat zewnêtrznych, jak i charakter ich pod³o¿a oraz stref rozdzielaj¹cych je i zasilaj¹cych materia³em detry-tycznym.
Najczêœciej przyjmuje siê, ¿e baseny Karpat zewnêtrz-nych powsta³y na po³udniowym sk³onie p³yty europejskiej, œcienionej w wyniku mezozoicznej ekstensji ryftowej (np. Birkenmajer, 1988; Nemèok i in., 2001; Poprawa i in., 2002; Golonka i in., 2003). Baseny te zosta³y wype³nione w przewadze klastycznymi osadami, w znacznej czêœci fli-szowymi, obejmuj¹cymi przedzia³ stratygraficzny od tyto-nu do dolnego miocetyto-nu (ryc. 2) — (np. Ksi¹¿kiewicz, 1960; Bieda i in., 1963; Olszewska, 1997; Koszarski, 1985). ród³a dla materia³u detrytycznego stanowi³y wyniesione obszary po³o¿one zarówno w obrêbie systemu basenów fliszowych (tzw. kordyliery), z których naj-wa¿niejsz¹ rolê spe³nia³o wyniesienie œl¹skie, jak i obszary obrze¿aj¹ce system basenów karpackich (np. Ksi¹¿kie-wicz, 1965; Unrug, 1968; Sikora, 1976; Wieser, 1985; Bir-kenmajer, 1988; Mišík & Marschalko, 1988).
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; pawel.poprawa@pgi.gov.pl
**Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków; tmal@vp.pl
***Uniwersytet Jagielloñski, Instytut Nauk Geologicznych, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; Nestor@geos.ing.uj.edu.pl
****Akademia Górniczo-Hutnicza, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; slomka@geol.agh.edu.pl;
krobicki@geol.agh.edu.pl; golonka@geol.agh.edu.pl
Cech¹ charakterystyczn¹ Karpat zewnêtrznych jest to, ¿e elementy zwi¹zane z obszarami Ÿród³owymi, podobnie jak pod³o¿e basenów, nie uleg³y odk³uciu i transportowi tektonicznemu wraz z osadowym wype³nieniem basenów, a w efekcie nie s¹ reprezentowane w strukturze orogenu. O ich istnieniu i aktywnoœci tektonicznej œwiadcz¹ jednak przes³anki facjalne, pomiary kierunków transportu mate-ria³u detrytycznego, jak równie¿ sk³ad i charakter klastów frakcji zlepieñcowej, bloków czy olistolitów.
Wspó³wystêpowanie na niektórych etapach rozwoju Karpat zewnêtrznych g³êbokomorskich basenów sedymen-tacyjnych, ulegaj¹cych stosunkowo szybkiej subsydencji oraz gwa³townie wypiêtrzanych obszarów Ÿród³owych jest
wyraŸn¹ przes³ank¹, wskazuj¹c¹ du¿¹ aktywnoœæ
tektoniczn¹ systemu. Geneza i charakter tej aktywnoœci pozostaje nadal obiektem kontrowersji. Celem niniejszego artyku³u jest okreœlenie, jakie przes³anki dla modelu geo-tektonicznego Karpat zewnêtrznych mo¿na uzyskaæ z ana-lizy tempa depozycji materia³u detrytycznego.
Tempo depozycji osadów w basenach Karpat fliszo-wych dla wybranych stref analizowali dotychczas m.in. Œl¹czka (1963), Pescatore & Œl¹czka (1984), Kuœmierek (1990, 1995), Nemèok i in. (2001) oraz Kopciowski (2002). Specyfik¹ prezentowanych w niniejszej pracy badañ jest przede wszystkim zastosowanie tego typu analiz do rekonstrukcji procesów tektonicznych w obszarach Ÿród³owych (por. Poprawa i in., 2003, 2006) oraz przepro-wadzenie systematycznej, porównawczej analizy dla wszystkich g³ównych stref w obrêbie polskiej czêœci Kar-pat zewnêtrznych. W celu odniesienia otrzymanych wyni-ków do szerszego, regionalnego t³a, uzupe³niaj¹co analizê tempa depozycji przeprowadzono równie¿ dla s¹siednich, genetycznie powi¹zanych z Karpatami zewnêtrznymi basenów.
Metodyka
W przypadku Karpat zewnêtrznych analiza zmian tem-pa depozycji w czasie wymaga zrekonstruowania
przed-orogenicznych, syntetycznych profili osadowego
wype³nienia poszczególnych stref basenów, uwzglêd-niaj¹cych przede wszystkim mi¹¿szoœci wydzielonych jed-nostek, ich stratygrafiê i litologiê (por. Poprawa i in., 2002, 2006). Profile te dobierano w ten sposób, aby by³y repre-zentatywne dla g³ównych stref w obrêbie basenów polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych, jak równie¿ by obejmowa³y jak najpe³niejsze stratygraficznie interwa³y profili.
Pomimo du¿ego stopnia deformacji w obrêbie orogenu ustalenie pierwotnej mi¹¿szoœci oraz litologii w przypadku wiêkszoœci profili nie stwarza istotnych trudnoœci. W obli-czeniach uwzglêdniono zmiany mi¹¿szoœci poszczegól-nych kompleksów skalposzczegól-nych w czasie, zwi¹zane z mechaniczn¹ kompakcj¹. Zastosowano w tym celu poprawkê na dekompakcjê wed³ug algorytmu Baldwina i Butlera (1985). Jak wykazuje przeprowadzona analiza (ryc. 3), ró¿nice miêdzy alternatywnymi algorytmami dekompakcji nie maj¹ wiêkszego wp³ywu na obliczan¹ war-toœæ tempa depozycji. Niemniej jednak zupe³ne pominiêcie tej poprawki w zauwa¿alny sposób rzutuje na wyniki.
Na stopieñ mechanicznej kompakcji osadów Karpat zewnêtrznych niew¹tpliwie mia³o wp³yw pogr¹¿enie przez t¹ czêœæ nadk³adu, która obecnie jest erozyjnie usuniêta, w tym nadk³adu tektonicznego. Rozmiary erozji orogenu s¹ trudne do ustalenia, jednak¿e mo¿liwy zakres b³êdu w obli-czeniach tempa depozycji zwi¹zany z tym czynnikiem nie jest znacz¹cy, szczególnie dla sp¹gowych partii profili (ryc. 4). Przyjête rozmiary erozji wp³ywaj¹ zauwa¿alnie na otrzymywane wyniki jedynie w przypadku najwy¿szej
19° 20° 21° 22° 50° 49° Katowice Kraków Tarnów Rzeszów Przemyœl
przedpole Karpat: utwory starsze od mezozoiocznych Carpathians foreland: Pre-Mesozoic
neogeñskie zapadlisko przedgórskie Karpat Carpathians Neogene foredeep basin
Karpaty wewnêtrzne Inner Carpathians jednostka grybowska Grybow Unit jednostaka dukielska Dukla Unit jednostka œl¹ska Silesian Unit lokalizacja analizowanych, syntetycznych profili location of the analysed synthetic sections jednostka przeddukielska
Fore-Dukla Zone przedpole Karpat: utwory mezozoiczne
Carpathians foreland: Mesozoic
jednostka magurska, strefa krynicka Magura Unit, Krynica Sub-unit jednostka magurska, strefa bystrzycka Magura Unit, Bystrica Sub-unit jednostka magurska, strefy raczañska i Siar Magura Unit, Racza and Siary Sub-unit jednostka przedmagurska Fore-Magura Unit
osady neogeñskie zalegaj¹ce na orogenie karpackim Neogene sediments on top of Carpathian orogen póŸnoalpejski magmatyzm
Late Alpine magmatite
jednostka podœl¹ska Sub-Silesian Unit jednostka skolska Skole Unit g³ówne miejscowoœci main cities/towns 50km PBCK (NP) Tatry Tatra Mts 1 Polska Poland 100km A B PBCK PBCK
Ryc. 1. A — lokalizacja obszaru badañ. B — mapa geologiczna polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych (wg ¯ytko i in., 1989, uproszczona) z zaznaczon¹ lokalizacj¹ analizowanych, syntetycznych profili. PBCK — paleogeñski basen centralnych Karpat. NP — niecka podhalañska Fig. 1. A — location of the studied area. B — geological map of the Polish part of Outer Carpathians (after: ¯ytko at al., 1989, simplified) with location of the analysed synthetic sections. PBCK — Central Carpathian Paleogene Basin. NP — Podhale Trough
czêœci profili, zw³aszcza warstw kroœnieñskich (ryc. 4) oraz wy¿szej czêœci warstw magurskich.
Podzia³ stratygraficzny utworów fliszu karpackiego jest ma³o dok³adny, szczególnie w odniesieniu do utworów dolnej kredy, senonu i oligocenu (np. Bieda i in., 1963; Van Couvering i in., 1981; Geroch & Nowak, 1984; Olszewska, 1997). Nie rzutuje to jednak znacz¹co na wyniki przepro-wadzonych analiz, gdy¿ podzia³ rekonstruowanych profili zosta³ uproszczony do g³ównych jednostek litofacjalnych; w efekcie, wyliczone tempo depozycji jest wartoœci¹ uœrednion¹ dla przedzia³ów czasu przez nie reprezento-wanych. Pozwala to unikn¹æ ewentualnych artefaktów, któ-re mog¹ powstawaæ przy dzieleniu profilu na zbyt w¹skie
przedzia³y czasu geologicznego w profilach o
nie-wystarczaj¹cej precyzji stratygraficznej i geochronolo-gicznej. Poszczególnym wydzieleniom stratygraficznym przypisano wieki liczbowe stosuj¹c tabelê stratygraficzn¹ Gradsteina i Ogga (1996). Zastosowanie innych tabel stra-tygraficznych nie zmienia w sposób istotny otrzymanych wyników, zw³aszcza dla tych wydzieleñ, które obejmuj¹ wzglêdnie d³ugie przedzia³y czasu geologicznego, co ilu-struje ryc. 5.
Oprócz wymienionych powy¿ej czynników,
wp³ywaj¹cych iloœciowo na zakres mo¿liwego b³êdu anali-zy tempa depoanali-zycji, istnieje wiele innych, jakoœciowych ograniczeñ, które nale¿y braæ pod uwagê przy interpretacji wyników. Przyk³adowo, z uwagi na ograniczenia co do
szczegó³owoœci podzia³u stratygraficznego oraz
szczegó³owoœci danych geochronologicznych, tempo
depozycji jest czêsto uœredniane w obrêbie jednostek, zawieraj¹cych pakiety zarówno o przewadze frakcji ila-sto-mu³owcowej, jak i o przewadze frakcji piaszczystej. Tempa depozycji takich pakietów ró¿ni¹ siê zasadniczo, a ich uœredniona wartoœæ nie jest w pe³ni reprezentatywna. W basenach fliszowych jest znane zjawisko erozji podmor-skiej przez pr¹dy zawiesinowe, czego przyk³adem mog¹ byæ wciêcia fluksoturbidytowych piaskowców ciê¿kowic-kich w podœcielaj¹ce je pstre ³upki. Powoduje to, ¿e zacho-wana mi¹¿szoœæ osadów podœcielaj¹cych jest mniejsza od pierwotnej, a zatem ni¿sze jest tempo depozycji wyliczane dla takich utworów. Znaczenie dla mi¹¿szoœci zdeponowa-nych osadów, a zatem równie¿ dla odtwarzanego tempa depozycji, ma równie¿ pojemnoœæ lokalnych depocentrów. Ta sama iloœæ materia³u, osadzona w w¹skim depocentrum powoduje ich nagromadzenie o wiêkszej mi¹¿szoœci, ni¿ gdyby zosta³ on rozprowadzony po obszernym zbiorniku.
Na tempo dostawy materia³u do basenu wp³ywaæ mo¿e równie¿ wiele czynników, modyfikuj¹cych procesy erozji w obszarach Ÿród³owych, a nie zwi¹zanych z ich tekto-niczn¹ aktywnoœci¹. S¹ to na przyk³ad zmiany lokalnej bazy erozyjnej spowodowane przez krótko- i d³ugoczaso-we, eustatyczne zmiany poziomu morza (ryc. 2). Ponadto wa¿nym czynnikiem mo¿e byæ wp³yw zmian klimatu na proces erozji, czego przyk³adem s¹ procesy zachodz¹ce na prze³omie eocenu i oligocenu (Van Couvering i in., 1981; Leszczyñski, 2000). Tempo dostawy materia³u do basenu
wysoki
high
niski
low
otwartomorskie wapienie krzemionkowe
open marine cherty limestone
p³ytkomorskie wêglany
shallow marine carbonates
piaskowce i zlepieñce grubo³awicowe
thick-bedded sandstones & conglomerates
przek³adaj¹ce siê cienko- i œrednio--³awicowe piaskowce i ³upki
alternating thin- to medium--bedded sandstones & shales
spongiolity cienko- i œrednio³awicowe przek³adaj¹ce siê z ³upkami
thin- to medium-bedded spongilites alternating with shales
gezy cienko- i œrednio³awicowe przek³adaj¹ce siê z ³upkami
thin- to medium-bedded gaizes alternating with shales
osuwiska podmorskie i sp³ywy mu³owe
submarine slumps and mud flows
³upki czarne, brunatne i zielone
black, brown & dark green shales
³upki ciemnoszare, szare i zielonkawe
dark grey, grey and greenish shales
³upki oliwkowozielone
olive green shales
³upki pstre (czerwone i zielone)
variegated shales (red & green)
margle i ³upki pstre (zielone i czerwone)
variegated marls & shales (green & red)
margle be¿owe i szare
beige & grey marls
wapienie arenitowe arenitic limestones wapienie pelityczne pelitic limestones rogowce cherts
margle czêœæiowo redeponowane
marls partially redeposited
obszar Ÿród³owy dla materia³u detrytycznego
detritus source area
otwartomorskie wapienie bulaste
open marine nodular limestone
p³ytkomorskie osady klastyczne
shallow marine clastic deposits
kontynentalne do p³ytkomorskich zlepieñce
continental to shallow marine conglomerates
STRATYGRAFIA STRATIGRAPHY JEDNOSTKI TEKTONICZNO-FACJALNE jedn. podœl¹ska Subsilesian Unit jedn. skolska Skole Unit jednostka œl¹ska Silesian Unit jedn. dukielska Dukla Unit PM FM jednostka magurska Magura Unit paleogen Paleogene miocen Miocene Ng oligocen Oligocene eocen Eocene paleocen Paleocene mastrycht Maastrichtian kreda Cretaceous kampan Campanian santon San. koniak Con. turon Tur. barrem Brm. alb Albian apt Aptian hoteryw Hau. walan¿yn Vlg. berias Ber. jura Jur . tyton Tithonian cenoman Cen. TECTONO-FACIES UNITS GLOBALNY POZIOM MORZA EUSTATIC SEA LEVEL odk³ute detached odk³ute detached odk³ute detached odk³ute detached odk³ute detached zerodowane eroded pó³nocne obr ze¿enie (wschód) Northern rim (east) wyniesienie œl¹skie Silesian ridge pó³nocne obr ze¿enie (zachód) Northern rim (west) wyniesienie po³udniowomagurskie Southern Magura ridge ? ? wyniesienie œl¹skie ? Silesian ridge ? ? niecka podhalañska Podhale Trough PPS/jed. Grajcarka PKB/Grajcarek Unit pieniñski pas ska³kowy ? Pieniny Klippen Belt ? zerodowane eroded
Ryc. 2. Uproszczony schemat litostratygraficzny basenów sedymentacyjnych zachodnich Karpat zewnêtrznych (oparty na Leszczyñski & Malik, 1996, a tak¿e: Ksi¹¿kiewicz, 1962; Koszarski, 1985; Oszczypko, 2004; uzupe³niony). PM — jednostka przedmagurska. PPS — pieniñski pas ska³kowy
Fig. 2. Simplified lithostratigraphic scheme of the Western Outer Carpathian sedimentary basins (based on Leszczyñski & Malik, 1996, as well as: Ksi¹¿kiewcz, 1962; Koszarski, 1985; Oszczypko, 2004; supplemented). FM — Fore-Magura unit. PKB — Pieniny Klippen Belt
jest równie¿ zale¿ne od ewolucji systemu drena¿u w obsza-rze Ÿród³owym.
W przypadku basenów sedymentacyjnych Karpat zew-nêtrznych zmiany tempa depozycji w czasie s¹ na tyle znacz¹ce, ¿e wymienione powy¿ej potencjalne Ÿród³a b³êdu obliczeñ oraz ewentualne ograniczenia reprezenta-tywnoœci wyników nie maj¹ zasadniczego wp³ywu na przedstawion¹ interpretacjê. Z kolei w przypadku kredo-wych i paleoceñskich utworów detrytycznych pieniñskie-go pasa ska³kowepieniñskie-go reprezentatywnoœæ obliczonych wartoœci ogranicza stopieñ ich tektonicznych deformacji, w tym mo¿liwe, znacz¹ce skrócenia tektoniczne profili (Krobicki i in., 2006).
Analiza tempa depozycji — rezultaty
Analizê tempa depozycji przeprowadzono dla 38 syn-tetycznych profili zestawionych przez autorów pracy, reprezentuj¹cych zachodnie Karpaty zewnêtrzne, w tym 1 dla jednostki grajcarka, 14 dla jednostki magurskiej, 4 dla jednostki dukielskiej, 13 dla jednostki œl¹skiej, wliczaj¹c strefê przeddukielsk¹, 3 dla jednostki podœl¹skiej oraz 3 dla jednostki skolskiej (lokalizacja: ryc. 1). Uzupe³niaj¹co wykonano analizê dla 18 profili obejmuj¹cych detrytyczne utwory kredy i paleocenu pieniñskiego pasa ska³kowego (Krobicki i in., 2006), 1 profilu ze strefy podhalañskiej paleogeñskiego basenu centralnych Karpat (PBCK) oraz 2 profili z zapadliska przedkarpackiego. Ponadto w inter-pretacji uwzglêdniono tempo depozycji dolnokredowego fliszu wschodnich Karpat zewnêtrznych. Przyjêto, ¿e w przypadku analizowanych basenów zmiany tempa depo-zycji s¹ w przewa¿aj¹cej mierze odbiciem tempa wpiêtrza-nia tektonicznego obszarów Ÿród³owych. Inne czynniki, w tym dyskutowane w poprzednim paragrafie, maj¹ mniejsze znaczenie.
Wyró¿niono kilka etapów rozwoju zachodnich Karpat zewnêtrznych, charakteryzuj¹cych siê odmienn¹ aktyw-noœci¹ Ÿróde³ materia³u detrytycznego, które koreluj¹ siê z zasadniczymi cyklami facjalno-depozycyjnymi (ryc. 2)
(por. np. Ksi¹¿kiewicz, 1962; Koszarski, 1985) oraz etapa-mi tektonicznej subsydencji/wypiêtrzania basenów (por. Poprawa i in., 2002, 2006).
Tyton–cenoman. Pierwszy etap rozwoju obejmuje póŸn¹ jurê (tyton), wczesn¹ kredê oraz cenoman i charakte-ryzuje siê on ogóln¹ tendencj¹ do zmniejszania siê tempa depozycji w czasie, przy czym w niektórych strefach ten-dencja ta jest wyraŸnie zaburzona w albie (ryc. 6a, b).
Naj-starszym rozpoznanym osadem zachodnich Karpat
zewnêtrznych jest w jednostce œl¹skiej allodapiczny flisz dolnych warstw cieszyñskich, reprezentuj¹cy tyton oraz ni¿sz¹ czêœæ dolnej kredy (berias–ni¿szy walan¿yn) — (ryc. 2). Osady te by³y deponowane stosunkowo szybko (ok. 165–40 m/mln lat), co mo¿na wi¹zaæ z synryftowym wypiêtrzaniem ekstensyjnych grzbietów i ich szybk¹ ero-zj¹. Interpretacja taka jest spójna z wnioskami wyni-kaj¹cymi z analizy subsydencji tektonicznej basenu œl¹skiego (Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002) oraz wykszta³ceniem facjalnym osadów (S³omka i in., 2002). Wysoki poziom oceanu œwiatowego w póŸnej jurze (Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2) pozwala suge-rowaæ, ¿e przyœpieszona dostawa materia³u detrytycznego nie by³a efektem eustatycznie wywo³anego obni¿enia bazy erozyjnej.
We wczesnej kredzie, w czasie depozycji górnych ³upków cieszyñskich oraz warstw wierzowskich i spaskich (ryc. 2), nastêpowa³o stopniowe zmniejszanie siê tempa depozycji do poni¿ej 40 m/mln lat, z przewag¹ wartoœci w zakresie 20–5 m/mln lat (ryc. 6a, b). Czêœæ tego okresu cha-rakteryzsowa³a siê niskim poziomem oceanu œwiatowego (Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2), zatem os³abie-nia dostawy materia³u detrytycznego nie mo¿na t³umaczyæ
eustatycznie wywo³anym zalewaniem obszarów
Ÿród³owych. Wobec powy¿szego przyjêto, ¿e zanikanie aktywnoœci stref Ÿród³owych œródbasenowych oraz bezpo-œrednio obrze¿aj¹cych baseny wi¹za³o siê z wygasaniem ekstensji i przejœciem systemu Karpat zewnêtrznych do fazy regionalnej, poryftowej subsydencji termicznej (Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002).
3000 m 500 m 0 m
1500 m Rozmiary
syn- do post-orogencznej erozji:
Magnitude
of syn- to post-orogenic erosion: 40 60 50 70 80 90 100 110 120 130 140 150 30 20 10 0 jura Jurassic
tyton berias walan¿yn hoter
yw
barrem apt alb cenoman kampan mastr
ycht paleocen eocen oligocen miocen wczesna kreda Early Cretaceous póŸna kreda Late Cretaceous paleogen Paleogene neogen Neogene
wiek liczbowy (mln lat) numerical age (Ma)
tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) koniak
turon santon pliocen
800 700 600 500 400 300 200 100 0
Ryc. 4. Zale¿noœæ wyliczanego tempa depozycji od przyjêtych rozmiarów syn- i post-orogenicznej erozji dla przyk³adowego pro-filu (nr 15). Rycina ilustruje, i¿ trudnoœci w okreœleniu orogenicz-nego pogr¹¿enia analizowanych utworów rzutuj¹ g³ównie na tempo depozycji rekonstruowane dla najwy¿szej czêœci profili basenów
Fig. 4. Dependence of calculated deposition rate on assumed magnitude of syn- to post-orogenic erosion. An example for a sec-tion Nr 15. Figure shows, that possible uncertainties in designating orogenic burial of the analyzed sediments affects reconstructed deposition rates mainly for the top part of the section
40 60 50 70 80 90 100 110 120 130 140 150 30 20 10 0 jura Jurassic
tyton berias walan¿yn hoter
yw
barrem apt alb cenoman kampan mastr
ycht paleocen eocen oligocen miocen wczesna kreda Early Cretaceous póŸna kreda Late Cretaceous paleogen Paleogene neogen Neogene
wiek liczbowy (mln lat) numerical age (Ma)
tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) koniak
turon santon pliocen
bez dekompacji
without decompaction
Falvey & Middleton (1981) Baldwin & Butler (1985)
Sclater & Christie (1980) Dekompacja wg algorytmu: Decompaction according to algorithm of: 800 700 600 500 400 300 200 100 0
Ryc. 3. Zale¿noœæ wyliczanego tempa depozycji od przyjêtego algorytmu dekompakcji dla przyk³adowego profilu (nr 15). Ryci-na ilustruje stosunkowo niewielkie ró¿nice miêdzy wariantami przyjmuj¹cymi poszczególne algorytmy oraz wyraŸnie ni¿sze wartoœci wyliczane bez uwzglêdnienia poprawki na dekompakcjê Fig. 3. Dependence of calculated deposition rate on applied algori-thm of decompaction. An example for a section Nr 15. Figure shows lack of considerable difference between results obtained according to alternative decompaction models, however notably lower values are obtained if decompaction in not included in a model
W barremie, apcie i albie, tj. w czasie depozycji piaskowców grodziskich i warstw lgockich (ryc. 2), w zew-nêtrznej czêœci basenu (strefa œl¹ska i podœl¹ska) lokalnie nast¹pi³ wzrost tempa depozycji do ok. 50–100 m/mln lat (ryc. 6a, b). Jako ¿e zjawisko zachodzi³o w czasie wzrostu poziomu oceanu œwiatowego (Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2), przyjêto ¿e znamionuje ono wznowie-nie aktywnoœci tektonicznej i wypiêtrzania, g³ówwznowie-nie w strefie zewnêtrznego, tj. pó³nocnego we wspó³czesnym uk³adzie geograficznym, obrze¿enia basenu.
Faza przyœpieszonej depozycji w apcie i albie przypada na okres, w którym mia³a miejsce gwa³towna depozycja fliszowa we wschodnich Karpatach. W strefie Teleajen tempo depozycji dla barremsko-apckiego fliszu Plaieºi i Toroclej przewy¿sza³o 100 m/mln lat, zaœ dla albsko-ceno-mañskiego fliszu konwolutnego i fliszu Cotumba mieœci³o siê w zakresie wysokich wartoœci ok. 100–300 m/mln lat. W strefie Ceahlau barremsko-albski flisz Sinmartin Bodoc oraz flisz Ceahlau cechowa³y siê tempem depozycji od 50 do ponad 150 m/mln lat, podobnie jak flisz Burkut i Bila Tisa w strefie porkuleckiej (wg ¯ytki, 1999, odpowiednik strefy dukielskiej) i flisz Vovchij–Rakhiv w strefie rachowskiej. Powy¿sze wartoœci obliczono na podstawie profili, podanych w pracy ¯ytki (1999).
Gwa³towna depozycja utworów wy¿szej czêœci dolnej kredy we wschodnich Karpatach by³a w przybli¿eniu rów-noczesna z faz¹ deformacji orogenicznych w œrodkowych i zewnêtrznych Dacydach (Sãndulescu, 1988). Ponadto równoczeœnie w centralnych Karpatach zachodzi³a kolizja, zwi¹zana z subdukcj¹ oceanicznej b¹dŸ zoceanizowanej skorupy po³udniowopenniñskiej (Mišík & Marschalko, 1988; Sãndulescu, 1988; Dercourt i in., 1990). Mo¿na zatem przyj¹æ, ¿e uaktywnienie obszarów Ÿród³owych
zachodnich Karpat zewnêtrznych by³o genetycznie
powi¹zane z tymi procesami.
Na tym tle kontrastuj¹ profile polskiej czêœci basenów pieniñskiego pasa ska³kowego, reprezentuj¹ce pale-ogeograficzn¹ strefê po³o¿on¹ na pó³noc od grzbietu Andrusova. Niezale¿nie od sukcesji i formacji skalnej tem-po detem-pozycji apcko-albskich utworów by³o bardzo niskie i wynosi³o dla utworów poszczególnych formacji odpo-wiednio (Krobicki i in., 2006): od poni¿ej 1 do 15 m/mln lat dla formacji z Pomiedznika, poni¿ej 1 m/mln lat dla formacji z Chmielowej, od poni¿ej 1 do 2 m/mln lat dla formacji z Kapuœnicy oraz ok. 3 m/mln lat dla formacji wroniñskiej. Wnosiæ mo¿na z tego, ¿e obszar depozycji utworów pie-niñskiego pasa ska³kowego, którego niektóre strefy jeszcze w barremie by³y erodowane, stanowi³ w apcie i albie strefê podmorskiego wyniesienia. Powy¿szy wniosek nie doty-czy sukcesji klapskiej, wed³ug Mišíka & Marschalko (1988) po³o¿onej na pó³noc, zaœ wed³ug Birkenmajera (1988) na po³udnie od wyniesienia Andrusova. W strefie tej w okresie od póŸnego albu do cenomanu (wczesnego turo-nu ?) zdeponowane zosta³o nawet do 600–1000 m g³êboko-morskich fliszowych turbidytów oraz p³ytkog³êboko-morskich piaskowców z Orlové (Birkenmajer, 1988). Ich uœrednione tempo depozycji wynosi³o co najmniej 60–100 m/mln lat.
W cenomanie w facjalnie i geometrycznie ujednolico-nym basenie Karpat zewnêtrznych by³y deponowane
pela-giczne ³upki pstre i ³upki radiolariowe (ryc. 2),
charakteryzuj¹ce siê bardzo niskim tempem depozycji (ryc. 6a, b). Zanik dostawy materia³u detrytycznego z obszarów Ÿród³owych po czêœci wynika z wysokiego poziomu œwiatowego oceanu (Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2), po czêœci zaœ wi¹zaæ siê mo¿e z konty-nuuj¹c¹ siê poryftow¹ subsydencj¹ termiczn¹ systemu Karpat zewnêtrznych (por. Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002).
Turon–paleocen. Pocz¹wszy od turonu rozpoczê³a siê zasadnicza przebudowa obszarów Ÿród³owych, znamio-nuj¹ca drugi etap rozwoju zachodnich Karpat
zewnêtrz-nych, kontynuuj¹cy siê do paleocenu. Charakteryzuje siê on wysokim tempem depozycji materia³u detrytycznego oraz diachronizmem (por. Unrug, 1968) i os³abieniem tego procesu z zachodu na wschód (ryc. 6a, b). W indywiduali-zuj¹cym siê wówczas basenie œl¹skim by³y deponowane utwory warstw godulskich i istebniañskich (ryc. 2), zasila-ne od po³udnia z wyniesienia œl¹skiego. W zachodniej czêœci basenu, której osady wystêpuj¹ dziœ w Beskidzie Morawskim i Œl¹skim, tempo depozycji osi¹ga³o bardzo wysokie wartoœci, maksymalnie wynosz¹ce ok. 500 m/mln lat w turonie oraz 280 m/mln lat w koniaku–santonie (ryc. 6a). W tej strefie wyraŸnie ni¿sze by³o kampañskie, mastrychckie i paleoceñskie tempo depozycji, œrednio wynosz¹ce ok. 50–70 m/mln lat. Przesuwaj¹c siê ku wschodowi w basenie œl¹skim maksymalne, osi¹gane na tym etapie rozwoju tempo depozycji by³o coraz ni¿sze, przy czym w poszczególnych profilach by³o wiêksze w póŸnym senonie i paleocenie ni¿ w wczesnym senonie (ryc. 6a, b). We wschodniej czêœci jednostki œl¹skiej w senonie i paleocenie tempo dostawy materia³u by³o ponad-to wy¿sze w jej pó³nocnej ni¿ po³udniowej czêœci, zaœ mak-symalne jego wartoœci nie przekracza³y 200 m/mln lat.
W basenie skolskim, oddzielonym od basenu œl¹skiego powsta³ym w turonie wyniesieniem wêglowieckim, rów-nie¿ zauwa¿alny jest santoñsko-mastrychcki i paleoceñski wzrost tempa dostawy materia³u detrytycznego w stosunku do wczesnej kredy oraz pocz¹tku póŸnej kredy (ryc. 6b). Wartoœci tempa depozycji warstw ropianieckich (inocera-mowych) by³y jednak zdecydowanie ni¿sze ni¿ warstw istebniañskich w basenie œl¹skim i siêga³y maksymalnie 50–60 m/mln lat. W omawianym okresie basen skolski by³ zasilany materia³em detrytycznym ze swego pó³nocnego obrze¿enia, po³o¿onego na zewn¹trz systemu basenów fli-szowych. W przypadku tego Ÿród³a, w przeciwieñstwie do
Geochronologia za tabel¹ stratygraficzn¹ wg:
Geochronology according to stratigraphic chart by:
Cowie & Bassett (1989) Ogg (2003) Gradstein & Ogg (1996)
Harland et al. (1990) 40 60 50 70 80 90 100 110 120 130 140 150 30 20 10 0 jura Jurassic
tyton berias walan¿yn hoter
yw
barrem apt alb cenoman kampan mastr
ycht paleocen eocen oligocen miocen wczesna kreda Early Cretaceous póŸna kreda Late Cretaceous paleogen Paleogene neogen Neogene
wiek liczbowy (mln lat) numerical age (Ma)
tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) koniak
turon santon pliocen
800 700 600 500 400 300 200 100 0
Ryc. 5. Zale¿noœæ wyliczanego tempa depozycji od danych geo-chronologicznych, przyjêtych dla poszczególnych wydzieleñ stra-tygraficznych w obrêbie przyk³adowego profilu (nr 15) w oparciu o alternatywne tabele stratygraficzne. Rycina ilustruje, i¿ dla wydzieleñ obejmuj¹cych wzglêdnie d³ugi przedzia³ czasu geolo-gicznego mo¿liwe b³êdy przy okreœlaniu ich liczbowego wieku nie maj¹ znacz¹cego wp³ywu na uzyskiwane wyniki, natomiast w przypadku wydzieleñ obejmuj¹cych wzglêdnie krótki przedzia³ czasu zaœ mog¹ byæ znacz¹ce
Fig. 5. Dependence of calculated deposition rate on geochrono-logy of stratigraphic unit in the exemplary section (No 15) adopted according to alternative stratigraphic charts. Figure shows that for stratigraphic units being equivalent of relatively long time span the possible uncertainties in adopting numerical ages has no signifi-cant impact of obtained results. This is however not valid for strati-graphic units being equivalent of relatively short time span.
wyniesienia œl¹skiego, znaczenie dla intensyfikacji dostawy mate-ria³u teoretycznie mog³a mieæ, oprócz tektonicznego wypiêtrza-nia, tak¿e zmiana systemu drena-¿u. W podœl¹skiej strefie facjalnej tempo depozycji utworów górnej kredy i paleocenu by³o stosunko-wo niskie (ryc. 6a, b) i w wiêkszo-œci przypadków miewiêkszo-œci³o siê w
zakresie 5–30 m/mln lat,
wyj¹tkowo zaœ siêga³o 50 m/mln lat.
W dukielskiej strefie facjalnej
tempo depozycji utworów
koniacko-kampañskich równie¿ by³o stosunkowo niskie i wyno-si³o ok. 20–40 m/mln lat (ryc. 6b). W czasie depozycji utworów mastrychtu oraz ni¿szego pale-ocenu, g³ównie warstw ciœnia-ñskich (ryc. 2), jego wartoœci wyraŸnie wzros³y do ok. 70–130 m/mln lat. Zjawisko wzmagaj¹cej siê ówczeœnie w tej strefie
dosta-wy materia³u detrytycznego
nawi¹zuje w pewnym stopniu do
zdarzenia obserwowanego we
wschodniej czêœci basenu
œl¹skiego (ryc. 6b).
PóŸnokredowa i paleoceñska aktywnoœæ obszarów Ÿród³owych zachodniej czêœci basenu œl¹skie-go nie znajdywa³a bezpoœrednieœl¹skie-go odzwierciedlenia w po³o¿onym
dalej na po³udnie basenie
magurskim. Tempo depozycji
utworów koniaku–santonu by³o tu wzglêdnie niskie, ok. 10–20 m/mln lat, wyj¹tkowo siêga³o 40 m/mln lat (ryc. 6a, b). Podobne tempo depozycji, jak w strefie
krynickiej, charakteryzowa³o
strefê Grajcarka, w których to strefach by³y deponowane ³upki
pstre formacji z Malinowej
(turon–kampan). W czasie
depo-zycji utworów
kampa-nu–mastrychtu w niektórych
strefach nast¹pi³ umiarkowany wzrost dostawy materia³u detry-tycznego, wyra¿aj¹cy siê tempem
depozycji mieszcz¹cym siê
zazwyczaj w zakresie 15–35 m/mln lat, choæ w kilku przypad-kach, g³ównie w strefie racza-ñskiej i siar (np. warstwy z Jaworzynki oraz piaskowce z
Mutnego), wyj¹tkowo
siê-tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) 500 100 100 400 500 100 100 300 300 200 500 tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) 500 500 300 400 100 100 400 500 tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) 200 300 300 100 300 500 500 1000 500 400 400 300 100 100 300 300 300 300 tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) 500 300 200 300 1900 19 (Fd) 18 (Ss) 16 (Sl) 17 (Ss) 3 (Mg-B) 15 (Sl) 14 (Sl) 13 (Sl) 12 (Sl) 11 (Sl) 10 (Sl) 9 (Sl) 8 (Mg-S) 7 (Mg-R) 6 (Mg-R) 5 (Mg-B) 4 (Mg-B) 2 (Mg-K) 1 (Ph) 1000 50 100 150140130120110 90807060 40302010 0 jura
Jur.Early Cretaceouswczesna kreda Late Cretac.pó¿na kreda Paleogenepaleogen Neogeneneogen
Tth Ber Vlg Hau Brm Apt Alb Cen TurCon San Cmp Maa Pal Eoc Oli Pli Ple
wiek (mln lat) age (Ma)
Mio 41 - (Fd) 40 (Sk) 39 (Sk) 36 (Sl) 38 (Sk) 37 (Ss) 27 (Mg-S) 34 (Sl) 33 (Sl) 32 (Sl) 31 (Dk) 29 (Dk) 30 (Dk) 28 (Dk) 26 (Mg-S) 25 (Mg-R) 23 (Mg-B) 21 (Mb-K) 35 - (Sl) 22 (Mb-K) 24 (Mg-B) 20 (Gr) 50 100 150140130120110 90807060 40302010 0 jura
Jur.Early Cretaceouswczesna kreda pó¿na kredaLate Cretac. Paleogenepaleogen Neogeneneogen
Tth Ber Vlg Hau Brm Apt Alb Cen TurCon San Cmp Maa Pal Eoc Oli Pli Ple
wiek (mln lat) age (Ma)
Mio
Ryc. 6. Wykresy zmian tempa depozycji osadów w skali czasowej dla poszczególnych, analizowanych profili, zestawione wzd³u¿ regionalnych przekrojów przez (A) zachodni¹ oraz (B) wschodni¹ czêœæ zachodnich Karpat zewnêtrznych. Lokalizacja profili na ryc. 1. Ph — niecka podhalañska; Gr — jednostka Grajcarka; Mg–K — jednostka magurska, strefa krynicka; Mg–B — jednostka magurska, strefa bystrzycka; Mg–R — jednostka magurska, strefa raczañska; Mg–S — jednostka magurska, strefa Siar; Dk — jednostka dukielska; Sl — jednostka œl¹ska; Ss — jednostka podœl¹ska; Sk — jednstka skolska; Fd — zapadlisko przedkarpackie. Dyskusja w tekœcie Fig. 6. Changes of deposition rate with time for the analyzed sections, compiled for the regional transects through (A) western and (B) eastern part of the Western Outer Carpathians. See fig. 1 for location of the profiles. Ph — Podhale Trough; Gr — Grajcarek unit; Mg–K — Magura unit, Krynica zone; Mg–B — Magura unit, Bystrzyca zone; Mg–R — Magura unit, Racza zone; Mg–S — Magura unit, Siary zone; Dk — Dukla unit; Sl — Silesian unit; Ss — Subsilesian unit; Sk — Skole unit; Fd — foredeep of the Outer Carpa-thians. See text for discussion
gaj¹cym 50–110 m/mln lat (por. Oszczypko, 2004). W paleocenie nastêpowa³o dalsze przyœpieszenie dostawy materia³u do basenu magurskiego, a ówczesne tempo depozycji osi¹ga³o wartoœci od ok. 20 m/mln lat (np. strefa krynicka) do ok. 110 m/mln lat (np. strefa Siar). Nieco wy¿sze ni¿ w strefie krynickiej by³o maksymalne paleoce-ñskie tempo depozycji utworów z jednostki Grajcarka, wynosz¹ce do 60–70 m/mln lat (ryc. 6b). W póŸnej kredzie i paleocenie w wewnêtrznej, krynickiej strefie obserwuje siê ogólnie ni¿sze tempo depozycji ni¿ w strefach bystrzyc-kiej, raczañskiej i siar (ryc. 6a, b).
Tempo depozycji utworów górnej kredy w tych sukcesjach pieniñskiego pasa ska³kowego, które paleogeograficznie by³y po³o¿one na pó³noc od wyniesienia Andrusova okre-œlono jako bardzo niskie i dla wiêkszoœci formacji zawie-ra³o siê w zakresie od poni¿ej 1 do 3 m/mln lat (Krobicki i in., 2006). Czêœciowo poza tym zakresem mieœci siê jedy-nie tempo depozycji utworów formacji z Jaworek (1–8 m/mln lat) oraz formacji sromowieckiej (4–18 m/mln lat). S¹ to zatem wartoœci ni¿sze ni¿ równowiekowych osadów wystêpuj¹cych w po³udniowej strefie jednostki magurskiej. Natomiast w sukcesji myjawskiej, po³o¿onej na po³udnie od wyniesienia Andrusova, obserwuje siê wy¿sze tempo depozycji utworów zasilanych z tego obszaru Ÿród³owego, w okresie od póŸnego turonu do mastrychtu wynosz¹ce œrednio do 20–40 m/mln lat.
Zjawisko gwa³townej erozji w póŸnej kredzie, zw³asz-cza w turonie–wczesnym kampanie, obszarów Ÿród³owych dla zachodniej czêœci basenu œl¹skiego przypada³o na okres wysokiego poziomu œwiatowego oceanu (Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2), zatem w tym wypadku tekto-niczne wypiêtrzanie grzbietu œl¹skiego by³o dominuj¹cym, jeœli nie wy³¹cznym czynnikiem jego ods³aniania na erozjê. Tendencja do spadku poziomu œwiatowego oceanu zazna-cza³a siê wyraŸniej dopiero w póŸnym kampanie, mastrychcie i paleocenie (Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2). Wówczas wiêc eustatyczne obni¿enie bazy erozyjnej w obszarze Ÿród³owym mog³o, oprócz niew¹tpli-wego wypiêtrzania tektonicznego, przyczyniæ siê do wyso-kiego tempa dostawy materia³u detrytycznego do basenów fliszowych. Bior¹c pod uwagê tektoniczne wypiêtrzenie zewnêtrznych stref basenów Karpat zewnêtrznych w póŸ-nej kredzie (Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002), ich inwersjê tektoniczn¹ (Nemèok i in., 2001) oraz relacje tektoniczne alpidów do p³yty europejskiej na ich przedpolu (np. Ziegler i in., 1995), mo¿na przyj¹æ, ¿e wypiêtrzanie obszarów Ÿród³owych Karpat fliszowych wi¹za³o siê z procesami kolizyjnego skracania i re¿imem kompresyjnym (por. Poprawa i in., 2004).
PóŸny paleocen–miocen. W póŸnym paleocenie oraz w eocenie, w stopniowo ujednolicanym facjalnie i geome-trycznie basenie na przedpolu strefy magurskiej, obej-muj¹cym œl¹sk¹, podœl¹sk¹ i skolsk¹ strefê facjaln¹ (ryc. 2), nast¹pi³o zdecydowane os³abienie dostawy materia³u detrytycznego. Eoceñskie tempo depozycji w strefie skolskiej wynosi³o ok. 10–30 m/mln, zaœ w strefie podœl¹skiej jedynie 1–10 m/mln lat (ryc. 6a, b). Z kolei w strefie œl¹skiej przewa¿a³y wartoœci w zakresie 15–40 m/mln, za wyj¹tkiem kilku profili, w których pocz¹tkiem eocenu mog³o ono siêgaæ 60–70 m/mln lat.
W przypadku œl¹skiej strefy facjalnej utrudnieniem w interpretacji wyników jest ich uœrednianie dla kon-trastuj¹cych typów facjalnych, jak eoceñskie i³owce oraz piaskowce ciê¿kowickie (ryc. 2) — (por. Dziadzio i in., 2005). Niemniej jednak w eocenie zaznacza³o siê os³abie-nie aktywnoœci grzbietu œl¹skiego. Wprawdzie pochodzi³ z niego materia³ piaskowców ciê¿kowickich, jednak istotny udzia³ w ówczesnej ekspozycji na erozjê tego wyniesienia mog³y mieæ eustatyczne zmiany poziomu morza (por. Jan-kowski, 2000; ryc. 2). Przemawia za tym typ egzotyków, deponowanych wraz z piaskowcami ciê¿kowickimi.
Wystêpuj¹ tam bowiem, oprócz zró¿nicowanych ska³ krystalicznych, p³ytkomorskie wêglany, deponowane w tektonicznie spokojnych œrodowiskach (np. Bieda, 1968; Leszczyñski, 1981; Golonka i in., 2002). Zakres wieku, który obejmuj¹ egzotyki, np. wapieni algowych czy wapie-ni numulitowych œwiadczy, ¿e ten typ sedymentacji na
grzbiecie œl¹skim powtarza³ siê w okresach
poprzedzaj¹cych erozjê i depozycjê poszczególnych ogniw piaskowców ciê¿kowickich. Okresy erozji i ich depozycji mo¿na wi¹zaæ z niskimi poziomami oceanu œwiatowego, zaœ okresy zalewania grzbietu œl¹skiego i osadzania siê utworów w facjach litotamniowo-numulitowych z wysoki-mi poziomawysoki-mi œwiatowego oceanu.
W kontraœcie do powy¿ej omówionych stref basenu Karpat zewnêtrznych, w basenie magurskim zaznacza³ siê w eocenie systematyczny wzrost dostawy materia³u, z ten-dencj¹ do diachronizmu tego procesu od stref wewnêtrz-nych ku zewnêtrznym (ryc. 6a, b). We wczesnym eocenie w strefie krynickiej tempo depozycji materia³u dostarcza-nego z wyniesienia po³udniowomagurskiego mieœci³o siê w szerokim zakresie od 25–420 m/mln lat, z czego wy¿sze wartoœci zbli¿aj¹ siê do zakresu póŸnokredowego tempa depozycji w zachodnim basenie œl¹skim. Dla strefy bystrzyckiej wczesnoeoceñskie tempo depozycji by³o znacznie ni¿sze i wynosi³o ok. 15–95 m/mln lat, zaœ dla stref raczañskiej i siar zaledwie 10–30 m/mln lat. Nato-miast w po³o¿onym na po³udnie od basenu magurskiego obszarze przysz³ego PBCK brak jest osadów tego wieku. Obserwowany wzrost dostawy materia³u z wyniesienia
po³udniowomagurskiego koreluje siê w czasie z
wczesnoeoceñskim zanikiem aktywnoœci innego obszaru Ÿród³owego, po³o¿onego pomiêdzy strefami Karpat zew-nêtrznych i wewzew-nêtrznych, tj. wyniesienia Andrusova (por. Birkenmajer, 1988).
Œrodkowoeoceñskie tempo depozycji dla strefy krynic-kiej utrzymywa³o siê nadal w zakresie wysokich wartoœci i wynosi³o ok. 65–230 m/mln, podobnie jak dla strefy bystrzyckiej (55–270 m/mln lat) (ryc. 6a, b). W strefach raczañskiej i siar by³o one ni¿sze ni¿ w strefach wewnêtrz-nych (10–120 m/mln lat), choæ w poszczególwewnêtrz-nych profi-lach jest widoczny jego wzrost w stosunku do wczesnego eocenu. Gwa³towna dostawa materia³u detrytycznego do basenu magurskiego kontynuowa³a siê w póŸnym eocenie (ryc. 6a, b). Ówczesne tempo depozycji wynosi³o: w strefie krynickiej i bystrzyckiej odpowiednio 400–15 m/mln lat i 270–10 m/mln lat z tendencj¹ do zmniejszania siê w czasie, zaœ w strefie raczañskiej i siar odpowiednio 210–800 m/mln lat i 100–400 m/mln lat z tendencj¹ do wzrostu w czasie.
Wyniesienie po³udniowomagurskie, intensywnie zasi-laj¹ce w eocenie basen magurski, zlokalizowane by³o pomiêdzy Karpatami centralnymi a zewnêtrznymi. Rozwa-¿ano równie¿ mo¿liwoœæ uto¿samienia tego wyniesienia z
Karpatami centralnymi (Oszczypko, 2004). Jednak¿e
koncepcjê przyjmuj¹c¹ dostawê materia³u detrytycznego do basenu magurskiego z Karpat centralnych ogranicza facjalne wykszta³cenie eoceñskich utworów PBCK (np. Passendorfer & Roniewicz, 1963), w tym jego pó³nocnej czêœci. Wyklucza ono bowiem mo¿liwoœæ spe³niania przez ten obszar roli strefy transferu dla materia³u detrytycznego utworów warstw magurskich. Œrodkowo- i póŸnoeoceñski PBCK charakteryzowa³o przy tym wzglêdnie niskie tempo depozycji, w strefie podhalañskiej basenu nie przekra-czaj¹ce 20–45 m/mln lat (ryc. 6a).
W materiale dostarczanym w eocenie do basenu magurskiego z po³udnia pojawiaj¹ siê egzotyki wêglanów pochodz¹cych z erozji pieniñskiego pasa ska³kowego (Oszczypko, 1975; Hoffmann [W:] Oszczypko i in., 1992). Wskazuje to na transfer detrytusu do basenu magurskiego poprzez tektonicznie wypiêtrzan¹ wówczas strefê pieniñ-skiego pasa ska³kowego. Za po³o¿eniem wyniesienia po³udniowomagurskiego na po³udnie od strefy pieniñskiej
przemawia ponadto przypuszczalne wystêpowanie w pod³o¿u utworów jednostki magurskiej w strefie perypie-niñskiej oraz lokalnie w po³udniowych Morawach profilu jury i dolnej kredy o wykszta³ceniu zbli¿onym do pieniñ-skiego pasa ska³kowego (np. Oszczypko, 2004). Zastrzec jednak nale¿y, ¿e przeciw takiej koncepcji œwiadcz¹ znacz¹ce ró¿nice w sk³adzie egzotyków pochodz¹cych z machstrycko-eoceñskich zlepieñców proèko-jarmuckich pieniñskiego pasa ska³kowego oraz z eoceñskich zlepie-ñców strefy krynickiej basenu magurskiego (Oszczypko i in., 2006). W obrêbie pieniñskiego pasa ska³kowego w eocenie, oprócz wystêpowania stref erodowanych oraz stref depozycji warstw jarmucko-proèkich, lokalnie osa-dza³y siê g³êbokowodne margle i ³upki pstre (rejon Ujaku i Inovca; por. Ksi¹¿kiewicz, 1972). W basenie myjawskim, paleogeograficznie stanowi¹cym po³udniow¹ czêœæ strefy depozycji utworów pieniñskiego pasa ska³kowego, wystê-puj¹ ponadto dolno- do œrodkowoeoceñskie zlepiece z Sul’ov o mi¹¿szoœciach rzêdu 300–700 m (Birkenmajer, 1988), charakteryzuj¹ce siê tempem depozycji powy¿ej
20–40 m/mln lat. Tak kontrastuj¹ce obocznie
wykszta³cenie topograficzno-batymetryczne pieniñskiego pasa ska³kowego mog³o byæ efektem oddzia³ywania proce-sów tektonicznych, zwi¹zanych z rozwojem w obszarze wyniesienia po³udniowomagurskiego eoceñskiej strefy kolizyjnego skracania.
W eocenie w dukielskiej strefie facjalnej nastêpowa³ systematyczny wzrost dostawy materia³u detrytycznego, podobnie jak w basenie magurskim. W przypadku strefy dukielskiej ówczesne wartoœci tempa depozycji s¹ jednak ni¿sze i zawieraj¹ siê w zakresie 25–155 m/mln lat (ryc. 6b).
W oligocenie nast¹pi³o niewielkie os³abienie dostawy materia³u detrytycznego do po³udniowej czêœci basenu magurskiego (strefy krynicka i bystrzycka), niemniej jed-nak tempo depozycji nadal utrzymywa³o siê w zakresie wysokich wartoœci, rzêdu 35–275 m/mln lat (ryc. 6a, b). Natomiast pó³nocna czêœci basenu magurskiego by³a intensywnie zasilana w oligocenie materia³em z pó³nocy, tj. ze Ÿród³a uto¿samianego z wyniesieniem œl¹skim. Ówczesne tempo depozycji dla strefy raczañskiej by³o zró¿nicowane w szerokim zakresie od 15 do nawet 800 m/mln lat, zaœ w strefie siar wynosi³o ono ok. 240–500 m/mln lat (ryc. 6a, b). Intensywna dostawa materia³u detry-tycznego nast¹pi³a równie¿ w strefie podhalañskiej PBCK, co wyra¿a tempo depozycji wyliczone dla oligoceñskiego fliszu podhalañskiego, mieszcz¹ce siê w zakresie 300–450 m/mln lat (ryc. 6a).
Na pó³noc od basenu magurskiego, w ujednoliconym basenie, obejmuj¹cym uprzednie facjalne strefy skolsk¹, podœl¹sk¹, œl¹sk¹ i dukielsk¹, rozpoczê³a siê w oligocenie depozycja osadów kompleksu menilitowo-kroœnieñskiego (ryc. 2). We wczesnym oligocenie, w czasie depozycji utworów warstw menilitowych, we wszystkich tych stre-fach, za wyj¹tkiem strefy dukielskiej, nast¹pi³o przyœpie-szenie depozycji w stosunku do eocenu (ryc. 6a, b). W ca³ym basenie, gdzie odbywa³a siê depozycja warstw menilitowych, tempo depozycji by³o zbli¿one i zawiera³o siê w zakresie 15–130 m/mln, z przewag¹ wartoœci ok. 100 m/mln lat.
Pod koniec wczesnego oligocenu utwory warstw meni-litowych zaczê³y byæ diachroniczne zastêpowane przez utwory warstw kroœnieñskich (ryc. 2), których sedymenta-cja trwa³a do wczesnego miocenu — ottnangu lub karpatu. Zmiana ta zwi¹zana by³a z gwa³townym wzrostem dosta-wy materia³u detrytycznego do basenu. Najdosta-wy¿sze tempo depozycji stwierdzono dla wschodniej czêœci strefy œl¹skiej, gdzie wynosi³o od 350 do ponad 900 m/mln lat (ryc. 6b). W strefie dukielskiej wynosi³o ono 140–430 m/mln lat, w strefie podœl¹skiej ok. 180 m/mln lat, zaœ w strefie skolskiej 215–330 m/mln lat (ryc. 6a, b). W
zachodniej czêœci basenu œl¹skiego tempo depozycji warstw kroœnieñskich wynosi³o 80–370 m/mln lat (ryc. 6a). Kie-runki transportu osadu i przes³anki facjalne wskazuj¹, ¿e warstwy kroœnieñskie zasilane by³y zarówno od po³udnia, ze Ÿróde³ które pozycj¹ w stosunku do basenu odpowiada³y uprzedniemu grzbietowi œl¹skiemu, jak równie¿ z pó³nocy, z p³yty europejskiej (D¿u³yñski & Œl¹czka, 1959; Ksi¹¿kiewicz, 1962). W œwietle analizy tempa depozycji oba powy¿sze typy Ÿróde³ ulega³y w póŸnym oligoce-nie–wczesnym miocenie intensywnemu wypiêtrzaniu tek-tonicznemu.
Omówione tu zmiany tempa dostawy materia³u detry-tycznego do basenów Karpat zewnêtrznych w eocenie, oli-gocenie i wczesnym miocenie, podobnie jak ówczesn¹ historiê ich subsydencji (Poprawa & Malata, 1996; Popra-wa i in., 2002) mo¿na wyt³umaczyæ stosuj¹c model pryzmy akrecyjnej. Eoceñska konwergencja akomodowana by³a w strefie po³o¿onej na po³udnie od basenu magurskiego, powoduj¹c wypiêtrzanie obszarów Ÿród³owych (wyniesie-nia po³udniowomagurskiego) i dostarczanie du¿ej iloœci
materia³u dla synorogenicznych utworów warstw
magurskich. Fleksuralne uginanie p³yty na przedpolu stre-fy kolizji wp³ywa³o na ograniczenie aktywnoœci grzbietu œl¹skiego w eocenie. W oligocenie, wraz z rozszerzaniem siê ku pó³nocy strefy deformacji kolizyjnych, nastêpowa³o rozszerzanie siê w tym kierunku synorogenicznej depo-zycji, reprezentowanej wówczas przez utwory warstw kro-œnieñskich.
Wraz z odk³uciem od pod³o¿a osadowego wype³nienia basenów Karpat zewnêtrznych oraz ich tektonicznym transportem ku pó³nocy formowa³ siê basen zapadliska przedkarpackiego, którego niektóre strefy, szczególnie w ukraiñskim segmencie Karpat, zosta³y zaanga¿owane w struktury orogeniczne. W najogólniejszym, tektonofacjal-nym ujêciu osady tego basenu stanowi³y kontynuacjê syn-kolizyjnej, diachronicznej depozycji utworów warstw magurskich oraz kroœnieñskich. Tempo depozycji w base-nie zapadliska przedkarpackiego wzrasta³o w czasie, a jego maksymalne wartoœci by³y bardzo wysokie i siêga³y do ponad 1000 m/mln lat w zachodniej czêœci basenu (ryc. 6a) oraz do ok. 2000 m/mln lat w jego wschodniej czêœci (ryc. b) — (Oszczypko, 1998).
Wnioski
Od tytonu do beriasu–wczesnego walan¿ynu, zacho-dzi³a wzglêdnie szybka depozycja (ok. 165–40 m/mln lat) utworów o charakterze allodapicznego fliszu oraz pod-morskich ruchów masowych. Ówczesna aktywnoœæ tekto-niczna w obszarach Ÿród³owych jest tu t³umaczona syn-ryftowym, ekstensyjnym wypiêtrzaniem grzbietów rozdzie-laj¹cych rowy tektoniczne prowadz¹cym do ich erozji.
Od walan¿ynu do cenomanu aktywnoœæ obszarów Ÿród³owych dla basenów zachodnich Karpat zewnêtrznych ogólnie os³ab³a, co wyra¿a tendencja do obni¿ania siê tem-pa depozycji (przewa¿nie ok. 20–5 m/mln lat). Zjawisko takie wyjaœniæ mo¿na poryftow¹, regionaln¹ subsydencj¹ termiczn¹. Powy¿sza tendencja zosta³a zak³ócona w barre-mie, a w wiêkszym stopniu w apcie i albie, kiedy to lokal-nie, w zewnêtrznej czêœci basenu, tempo depozycji wzros³o do ok. 50–100 m/mln lat. Ówczesne wypiêtrzanie tekto-niczne pó³nocnego obrze¿enia basenów Karpat
zewnêtrz-nych stanowi najprawdopodobniej oddŸwiêk fazy
deformacji orogenicznych w œrodkowych i zewnêtrznych Dacydach i/lub subdukcji w strefie penniñskiej. Niskie ówczesne tempo depozycji obliczone dla stref pieniñskie-go pasa ska³kowepieniñskie-go po³o¿onych na pó³noc od grzbietu Andrusowa (zazwyczaj 1–3 m/mln lat), pozwala sugero-waæ, ze apcie i albie stanowi³y one strefê podmorskiego wyniesienia.
W okresie od turonu do paleocenu w basenie œl¹skim tempo depozycji utworów dostarczanych z wyniesienia œl¹skiego osi¹ga³o bardzo wysokie wartoœci, od ok. 500 m/mln lat w jego zachodniej czêœci do ok. 200 m/mln lat w czêœci wschodniej. G³ówny impuls dostawy materia³u przesuwa³ siê w czasie z zachodu na wschód. W póŸnym senonie równie¿ w dukielskiej strefie facjalnej, a tak¿e w strefach raczañskiej i siar basenu magurskiego obserwowa-ne jest podwy¿szenie tempa depozycji (odpowiednio do ok. 70–130 m/mln lat oraz 50–110 m/mln lat) utworów, zasilanych prawdopodobnie z wyniesienia œl¹skiego. Stwierdzono, ¿e turoñsko-paleoceñsk¹ aktywnoœæ tekto-niczn¹ wyniesienia œl¹skiego wyt³umaczyæ mo¿na przyj-muj¹c, ¿e wyniesienie to stanowi³o strefê zakorzenionych deformacji kompresyjnych oraz nasuniêæ.
Wzrost intensywnoœci dostawy materia³u w seno-nie–paleocenie jest obserwowany równie¿ w zasilanym przez pó³nocne obrze¿enie basenie skolskim (tempo depo-zycji do ok. 50–60 m/mln lat). Wypiêtrzanie tego obszaru Ÿród³owego t³umaczone jest tutaj wp³ywem synkolizyjnej kompresji. Czynnik ten prawdopodobnie powodowa³ rów-nie¿ wypiêtrzanie strefy podœl¹skiej, charakteryzuj¹cej siê wzglêdnie niskim tempem depozycji (zazwyczaj ok. 5–30 m/mln lat).
Dostawa materia³u detrytycznego do basenu magurskie-go ze strefy wyniesienia po³udniowomagurskiemagurskie-go by³a w póŸnej kredzie s³aba, a w paleocenie nast¹pi³ jej niewielki wzrost (od ok. 10 m/mln lat do ok. 40 m/mln lat). Basen
pieniñskiego pasa ska³kowego, nie licz¹c sukcesji
myjawskiej po³o¿onej na po³udnie od wyniesienia Andru-sova, charakteryzowa³ siê bardzo niskim tempem depozy-cji utworów górnej kredy (zazwyczaj ok. 1 do 3 m/mln lat). W powi¹zaniu z proksymalnymi facjami piaskowców jar-muckich œwiadczy to, ¿e móg³ on wówczas stanowiæ strefê transferu osadów z obszaru Ÿród³owego do basenu magurskiego, choæ nie znajduje to w pe³ni potwierdzenia w sk³adzie egzotyków.
W póŸnym paleocenie–eocenie nast¹pi³o zdecydowane os³abienie aktywnoœci obszarów Ÿród³owych na przedpolu strefy magurskiej, zarówno wyniesienia œl¹skiego, jak i pó³nocnego obrze¿enia basenów Karpat zewnêtrznych. Odzwierciedleniem tego by³o niskie tempo depozycji w œl¹skiej, podœl¹skiej i skolskiej strefie facjalnej (prze-wa¿nie 1–40 m/mln, wyj¹tkowo do 70 m/mln lat). Zjawisko to mo¿na wi¹zaæ z fleksuralnym uginaniem przedpola stre-fy kolizji, która na tym etapie po³o¿ona by³a na po³udnie od basenu magurskiego. Istotn¹ rolê w ówczesnej ekspozycji na wietrzenie wyniesienia œl¹skiego, oprócz wygasaj¹cej aktywnoœci tektonicznej, mog³y mieæ eustatyczne zmiany poziomu morza.
W eocenie gwa³townie wzros³a aktywnoœæ wyniesienia po³udniowomagurskiego, a tempo depozycji utworów dostarczanych z niego do basenu magurskiego siêga³o w strefie krynickiej do ok. 420 m/mln lat. Ówczesne wypiê-trzanie tego obszaru Ÿród³owego powodowa³y
najprawdo-podobniej deformacje kompresyjne i nasuwcze
zlokalizowane w strefie tego wyniesienia. Intensywna
dostawa materia³u z tego Ÿród³a ku pó³nocy kontrastuje z wykszta³ceniem facjalnym i niskim tempem depozycji (maksymalnie do 20–45 m/mln lat) utworów œrodkowego i póŸnego eocenu strefy podhalañskiej PBCK. Wskazuje to, ¿e Karpaty centralne i wyniesienie po³udniowomagurskie by³y wówczas wzajemnie oddalone na tyle, ¿e PBCK znaj-dowa³ siê poza zasiêgiem materia³u erodowanego z powy¿-szego obszaru Ÿród³owego.
W oligocenie wyraŸnie wzmog³a siê dostawa do base-nu magurskiego materia³u z pó³nocy, co odzwierciedla tempo depozycji w strefach raczañskiej i siar siêgaj¹ce
maksymalnie do ok. 800 m/mln lat. We wczesnym oligoce-nie, w czasie depozycji utworów warstw menilitowych, w skolskiej, podœl¹skiej, œl¹skiej i dukielskiej strefie nast¹pi³ wzrost tempa depozycji w stosunku do póŸnego eocenu. Diachroniczne wkraczanie utworów facji kroœnieñskiej w oligocenie wi¹za³o siê z gwa³townym wzrostem tempa depo-zycji, które w zachodniej czêœci strefy œl¹skiej siêga³o do ok. 370 m/mln lat, zaœ w jej wschodniej czêœci nawet do ok. 900 m/mln lat. Stanowi to wyraz póŸnooligoceñsko-wczesno-mioceñskiego, intensywnego wypiêtrzania tektonicznego grzbietu œl¹skiego, czêœci formuj¹cej siê p³aszczowiny magurskiej oraz pó³nocnego obrze¿enia basenu Karpat zewnêtrznych, powodowanego przez przemieszczanie siê ku pó³nocy zasiêgu strefy skracania.
Tempo depozycji mioceñskiej molasy w polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego siêga³o nawet do 2000 m/mln lat. Jest to zatem wartoœæ wyraŸnie wy¿sza od najwy¿szych, spoœród stwierdzanych dla osadów fliszowych w zachod-nich Karpatach zewnêtrznych.
Za cenne dyskusje w trakcie przygotowywania niniejszej pracy autorzy dziêkuj¹ Barbarze Olszewskiej i Kazimierzowi ¯ytko. Prezentowane badania zosta³y wykonane w ramach dzia³alnoœci statutowej Pañstwowego Instytutu Geologicznego (temat 6.14.0007.00.0) oraz grantu KBN (6PO4D 040 19). W badaniach wykorzystano program komputerowy BasinMod™ (Platte River Associates, Inc.). Annie Œwierczewskiej oraz anoni-mowemu recenzentowi dziêkujemy za konstruktywne uwagi.
Literatura
BALDWIN B. & BUTLER C.O. 1985 — Compaction curves. AAPG Bull., 69: 622–626.
BIEDA F. 1968 — Formacja numulityczna w zachodnich Karpatach fliszowych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: 233–274.
BIEDA F., GEROCH S., KOSZARSKI L., KSI¥¯KIEWICZ M. & ¯YTKO K. 1963 — Stratigraphie des Karpates externes polonaises. Biul. Inst. Geol., 181: 5–174.
BIRKENMAJER K. 1988 — Exotic Andrusov Ridge: its role in pla-te-tectonic evolution of the West Carpathian Foldbelt. Stud. Geol. Pol., 91: 7–37.
CIESZKOWSKI M., ŒL¥CZKA A. & WDOWIARZ S. 1985 — New data on structure of the Flysch Carpathians. Prz. Geol., 33: 313–329. COWIE J.W. & BASSETT M.G. 1989 — Global stratigraphic chart with geochronometric and magnetostratigraphic calibration. Internatio-nal Union of Geological Sciences. Suplemented to Episodes, 12. DERCOURT J. RICOU L.E., ADAMIA S., CSÁSZÁR G., FUNK H., LEFELD J., RAKÚS M., SÃNDULESCU M., TOLLMANN A. & TCHOUMACHENKO P. 1990 — Anisian to Oligocene palaeogeogra-phy of the European margin of Tethys (Geneva to Baku). [W:] Racús M., Dercourt J. & Nairn A.E.M. (red.) — Evolution of the Northern Margin of Tethys. Vol. III. Mém. Soc. Géol. France, Paris, Nouvelle Série No. 154: 159–190.
DZIADZIO P., ENFIELD M.A., WATKINSON M.P. & PORÊBSKI S.J. 2005 — The Ciê¿kowice Sandstone: Example of basin floor fan stacking patterns from the main (Upper Paleocene to Eocene) reservoir in the Polish Carpathians. AAPG Memoire, 84: 447–496.
D¯U£YÑSKI S. & ŒL¥CZKA A. 1959 — Sedymentacja i wskaŸniki kierunkowe transportu w warstwach kroœnieñskich. Rocz. Pol. Tow. Geol., 28: 206–258.
FALVEY D.A. & MIDDLETON M.F. 1981 — Passive continental mar-gins: evidence for a prebreakup deep crustal metamorphic subsidence mechanism. Oceanologica Acta, SP: 103–114.
GEROCH S. & NOWAK W. 1984 — Proposal of zonation for the Late Tithonian–Late Eocene based upon arenaceous Foraminifera from the Outer Carpathians, Poland. 2ndInternat. Symp. on Benthic Foraminife-ra, Benthos 83, Pau 1983: 225–239.
GOLONKA J., CIESZKOWSKI M., RAJCHEL J. & ŒL¥CZKA A. 2002 — Paleogeography of the Algae–bearing Jurassic–Paleogene limestones and sandstones in the Polish Outer Carpathians. Geological Carpathica, 53, Special Issue, Proc. XVII Congr. CBGA. Rozszerzony abstract.
GOLONKA J., KROBICKI M., OSZCZYPKO N., ŒL¥CZKA A. & S£OMKA T. 2003 — Geodynamic evolution and palaeogeography of the Polish Carpathians and adjacent areas during Neo-Cimmerian and preceding events (latest Triassic–earliest Cretaceous). [W:] McCann T. & Saintot A. (red.) — Tracing Tectonic Deformation Using the
Sedi-mentary Record. Geological Society, London, Special Publications, 208: 138–158.
GRADSTEIN F.M. & OGG J. 1996 — A Phanerozoic time scale. Epi-sodes, v. 19: nos. 1 & 2.
HAQ B.U., HARDENBOL J. & VAIL P.R. 1988 — Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles of sea level change. [W:] Wil-gus C.K. i in. (red) — Sea level changes: an integrated approach. Society of Economic Palaeontologists and Mineralogists, Special Publication, 42: 71–108.
HARLAND W.B., COX A.V., LLEWELLYN A.V., PICKTON C.A.G., SMITH A.G. & WALTERS R. 1990 — A geological time scale. Cam-bridge University Press, CamCam-bridge.
JANKOWSKI L. 2000 — Geologia przedpola jednostki magurskiej — nowe dane. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 56: 79–82.
KOPCIOWSKI R. 2002 — Strefa Siar p³aszczowiny magurskiej na S od Gorlic. Praca doktorska, Centr. Arch. Geol., Pañstw. Inst. Geol., Warszawa, 67 ss.
KOSZARSKI L. (red.) 1985 — Geology of the Middle Carpathians and Carpathian Foredeep. Guide to Exc. 3. Carpatho-Balkan Geologi-cal Association, XIII Congress, Kraków, pp. 1–254.
KROBICKI M., POPRAWA P. & GOLONKA J. 2006 — Wczesnoju-rajsko–póŸnokredowa ewolucja pieniñskiego pasa ska³kowego w œwie-tle analizy subsydencji tektonicznej. [W:] Oszczypko N., Uchman A., Malata E. (red.) — Rozwój paleotektoniczny basenów Karpat zew-nêtrznych i pieniñskiego pasa ska³kowego. Inst. Nauk Geol. Uniw. Jagiell., Kraków, pp. 165–178.
KSI¥¯KIEWICZ M. 1960 — Zarys paleogeografii polskich Karpat fli-szowych. Pr. Inst. Geol., 30: 209–249.
KSI¥¯KIEWICZ M. (red.) 1962 — Atlas geologiczny Polski — Zagadnienia stratygraficzno–facjalne. 1: 600000, z. 13. Kreda i starszy trzeciorzêd w polskich Karpatach Zewnêtrznych. Inst. Geol. Warszawa. KSI¥¯KIEWICZ M. 1965 — Les Cordilléres dans les mers crétacées et paléogenés des Carpathes du Nord. Bull. Soc. Géol. France, 7, Paris. KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 — Budowa geologiczna Polski, t. IV, Tekto-nika, cz. 3. Karpaty. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, pp. 228 . KUŒMIEREK J. 1990 — Zarys geodynamiki Centralnokarpackiego Basenu Naftowego. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krako-wie, 1–135.
KUŒMIEREK J. (red.) 1995 — Ewolucja a ropogazonoœnoœæ Karpat polskich. Prace Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krakowie: 1–138.
LESZCZYÑSKI S. 1981 — Piaskowce ciê¿kowickie jednostki œl¹skiej w polskich Karpatach: studium sedymentacji g³êbokowodnej osadów gruboklastycznych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 51: 435–502.
LESZCZYÑSKI S. 2000 — Influence of regional factors on the Late Eocene — Early Oligocene palaeogeography of the Northern Carpa-thians. Slovak Geol. Mag., 6: 178–181.
LESZCZYÑSKI S. & MALIK K. 1996 — Ska³y wapienne i wapniste we fliszu polskich Karpat Zewnêtrznych. Prz. Geol., 44: 151–158. MIŠIK M. & MARSCHALKO R. 1988 — Exotic conglomerates in flysch sequences: Examples from the West Carpathians. Mém. Soc. Géol. France, Nouv. sér., 154: 95–114.
NEMÈOK M., NEMÈOK J., WOJTASZEK M., LUDHOVA L., OSZCZYPKO N., SERCOMBE W.J., CIESZKOWSKI M., PAUL Z., COWARD M.P. & ŒL¥CZKA A. 2001 — Reconstruction of Cretace-ous rifts incorporated in the Outer West Carpathian wedge by balan-cing. Marine and Petroleum Geology, 18: 39–64.
OGG G. 2003 — International Stratigraphic Chart. International Com-mission on Stratigraphy, International Union of Geological Sciences. OLSZEWSKA B. 1997 — Foraminiferal biostratygraphy of the Polish Outer Carpathians: a record of basin geochistory. Ann. Soc. Geol. Polon., 67: 325–337.
OSZCZYPKO N. 1975 — Exotic rocks in the Paleogene of the Magura Nappe between the Dunajec and Poprad rivers (Carpathians, Poland). Ann. Soc. Geol. Pol., 45: 403–431.
OSZCZYPKO N. 1998 — The Western Carpathian foredeep — deve-lopment of the foreland basin in front of the accretionary wedge and its burial history (Poland). Geol. Carpath., 49: 415–431.
OSZCZYPKO N. 1999 — From remnant oceanic basin to collision-re-lated foreland basin — a tentative history of the Outer Western Carpa-thians. Geol. Carpath., 50: 161–163.
OSZCZYPKO N. 2004 — The structural position and tectonosedimen-tary evolution of the Polish Outer Carpathians. Prz. Geol., 52: 780–791.
OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 1985 — An attempt to palinspastic reconstruction of Neogene basins in the Carpathian foredeep. Ann. Soc. Geol. Pol., 55: 55–75.
OSZCZYPKO N., WÊC£AWIK S., UCHMAN A. & HOFFMANN M. 1992 — Stratygrafia i sedymentologia formacji zarzeckiej. Przew. 63 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Koninki: 115–120.
OSZCZYPKO N., OSZCZYPKO-CLOWES M. & SALATA D. 2006 — Egzotyki strefy krynickiej (p³aszczowina magurska) i ich znaczenie paleogeograficzne. Z. Nauk. AGH, Geologia, 32: 21–45.
PASSENDORFER E. & RONIEWICZ P. 1963 — Jeszcze w sprawie wyspy tatrzañskiej w eocenie. Acta Geol. Pol., 13: 1–13.
PESCATORE T. & ŒL¥CZKA A. 1984 — Evolution models of two flysch basins: the Northern Carpathians and Southern Apennines. Tectonophysics, 106: 49–70.
POPRAWA P. & MALATA T. 1996 — Pre-orogenic Evolution of the Polish Part of Outer Carpathians–Quantitative Subsidence and Uplift Analysis. Mitteilungen der Gesellschaft und Bergbaustudenten in Osterreich, 41: 129. Abstrakt.
POPRAWA P., MALATA T., OSZCZYPKO N. 2002 — Ewolucja tek-toniczna basenów sedymentacyjnych polskiej czêœci Karpat zewnêtrz-nych w œwietle analizy subsydencji. Prz. Geol., 50: 1092–1108. POPRAWA P., MALATA T., OSZCZYPKO N., S£OMKA T., GOLONKA J. & PASZKOWSKI M. 2003 — Tectonic activity of the Western Outer Carpathian’s source areas as recorded by sediment depo-sition rate and assemblages of “exotic” pebbles. The IV St. Muller Con. of the EGU. Abstract Book, pp. 98–99.
POPRAWA P., MALATA T., PÉCSKAY Z., BANAŒ M., SKULICH J., PASZKOWSKI M. & KUSIAK M. 2004 — Geochronology of crystal-line basement of the Western Outer Carpathians’ sediment source areas — preliminary data. Mineralogical Society of Poland, Special Papers, 24: 329–332.
POPRAWA P., MALATA T., OSZCZYPKO N., S£OMKA T. & GOLONKA J. 2006 — Analiza subsydencji tektonicznej oraz tempa depozycji materia³u detrytycznego w basenach sedymentacyjnych zachodnich Karpat zewnêtrznych. [W:] Oszczypko N, Uchman A., Malata E. (red.) — Rozwój paleotektoniczny basenów Karpat zew-nêtrznych i pieniñskiego pasa ska³kowego. Inst. Nauk Geol. Uniw. Jagiell., Kraków: 179–199.
ROSS C.A. & ROSS J.R.P. 1990 — The Paleozoic sea–level curve. [W:] W.B. Harland, A.V. Cox, A.V. Llewellyn, C.A.G. Pickton, A.G. Smith & R. Walters, A geological time scale. Cambridge University Press, Cambridge.
SÃNDULESCU M. 1988 — Cenozoic tectonics history of the Carpa-thians. [W:] Royden L.H. & Horwath F. (red.) — The Pannonian Basin: a study in basin evolution. AAPG Memoir, 45: 17–26.
SCLATER J.G. & CHRISTIE P.A.F. 1980 — Continental stretching: an explenation of the post-mid-Cretaceous subsidence of the Central Nor-th Sea Basin. J. Geoph. Res., 85: 3711–3739.
SIKORA W. 1976 — Kordyliery Karpat Zachodnich w œwietle tektoni-ki p³yt litosfery. Prz. Geol., 6: 336–349.
S£OMKA T., GOLONKA J., KROBICKI M. & MATYSZKIEWICZ J. 2002 — Upper-most Jurassic syn-rift tectonic activity in the Silesian basin (Outer Carpathians; northern margin of the Tethyan Ocean). 6th International Symposium on the Jurassic System, Mondello. Abstracts, pp. 177–178.
ŒL¥CZKA A. 1963 — Spostrze¿enia nad sedymentacj¹ warstw hiero-glifowych i pstrych ³upków w SE czêœci jednostki dukielskiej (polskie Karpaty wschodnie). Rocz. Pol. Tow. Geol., 33: 93–110.
ŒWIERCZEWSKA A. & TOKARSKI A.K. 1998 — Deformation bands and the history of folding in the Magura nappe, Western Outer Carpathians (Poland). Tectonophysics, 297: 73–90.
UNRUG R. 1968 — Kordyliera œl¹ska jako obszar Ÿród³owy materia³u klastycznego piaskowców fliszowych Beskidu Œl¹skiego i Beskidu Wysokiego (Polskie Karpaty zachodnie). Rocz. Pol. Tow.Geol., 38: 81–164.
VAN COUVERING J.A., AUBRY M-P., BERGGREN W.A., BUJAK C.W., NAESER C.W. & WIESER T. 1981 — The Terminal Eocene Event and the Polish connection. Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 36: 321–362.
WIESER T. 1985 — Some remarks on sedimentation, composition and provenance of exotics-bearing conglomerates in the Western Polish Carpathians flysch formations. [W:] Wieser T. (red.) — Fundamental researches in the western part of the Polish Carpathians. Guide to Exc. 1, Carpatho-Balkan Geological Association, XIII Congress, Cracow. Geological Institute, pp. 57–68.
ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & VAN WEES J-D. 1995 — Dyna-mics of intra-plate compressional deformations: the Alpine foreland and other examples. Tectonophysics, 252: 7–59.
¯YTKO K. 1977 — Uwagi o paleogeñskich ruchach tektonicznych w Karpatach zewnêtrznych. Kwart. Geol., 21: 938–940.
¯YTKO K. 1999 — Korelacja g³ównych strukturalnych jednostek Kar-pat Zachodnich i Wschodnich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 135–164. ¯YTKO K., ZAJ¥C R., GUCIK S., RY£KO W., OSZCZYPKO N., GARLICKA I., NEMÈOK J., ELIÁŠ M., MENÈIK E., STRÁNIK Z. 1989 — Map of the Tectonic Elements of the Western Outer Carpa-thians and their Foreland. [W:] Poprawa D & Nemèok J. (red.) — Geo-logical Atlas of the Western Outer Carpathians and their Foreland. PIG Warszawa/GUDŠ Bratislava/UUG Praha.
Praca wp³ynê³a do redakcji 05.09.2005 r. Akceptowano do druku 22.09.2006 r.
