Jednostki strukturalne Karpat zewnêtrznych miêdzy So³¹ a Dunajcem
Kazimierz ¯ytko*
Structural units of the Outer Carpathians between the So³a and Dunajec Rivers (southern Poland). Prz. Geol., 49: 703–709. Summary. The Cretaceous–lower Miocene flysch of the Skole unit reaches the margin of the Carpathians near Brzesko. The upper part of this unit appears again near Wadowice where was described as the “outer flysch”. In the Sub-Silesian unit, the Wêglówka suc-cession and the outer-more Frydek sucsuc-cession were identified. The latter reveals some common features with the Skole sucsuc-cession. Moreover, the Obidowa–S³opnice unit (OS), i.e. the Mszana Dolna unit, shows features of the Skole unit — thus forming its extension. The OS unit obliquely reaches the Pieniny Klippen Belt (PKB) and seems to have conjecturally been identified in the borehole NT1 pro-file and in the Peri-Pieninian zone (Figs. 1, 2). The Stronie tectonic zone of the Silesian unit (recognized under the Magura unit) shows a reduced tectonic profile. These are mainly Lower Cretaceous and Oligocene deposits. The Grybów unit is a part of the Dukla succes-sion reduced to Senonian and Oligocene or to Eocene and Oligocene flysch. The OS unit and the axial zone of the Carpathian gravity low are oblique to the sub-units of the Magura nappe, the PKB and also to the Inner Carpathians. The intra-formational sole thrust (base of the Silesian and Dukla units, and PKB deposits) and the younger thrust (base of the Grybów and the Magura units, tectonic reduction of the Stronie zone and the Grybów unit) were identified.
Key words: Outer Carpathians, nappes, the Mszana Dolna tectonic window, sole thrust, out-of-sequence thrust Budowa obszaru Karpat miêdzy So³¹ a Dunajcem jest
przedstawiona na przegl¹dowych mapach geologicznych 1 : 200 000 (ark. Bielsko Bia³a — Golonka i in., 1979; ark. Nowy S¹cz — Burtan i in., 1981). Szczegó³y budowy geo-logicznej tego obszaru zawdziêczamy g³ównie J. Burtan i M. Ksi¹¿kiewiczowi. Obszar ten budzi zainteresowanie zw³aszcza od czasu realizacji tutaj g³êbokich otworów badawczych (ryc. 1). Przekrój Karpat wzd³u¿ linii Kraków –Zakopane, oparty na materia³ach wielu autorów map geo-logicznych i profili g³êbokich otworów, zosta³ opubliko-wany przez Sikorê (1980), a nastêpnie by³ prezentoopubliko-wany w czasie 13 Kongresu Karpacko-Ba³kañskiej Geologicznej Asocjacji (Birkenmajer, 1985). Budowie po³udniowej czê-œci tego obszaru by³ poœwiêcony równie¿ 57 Zjazd PTG w Pieninach (Birkenmajer & Poprawa, 1986), a w znacznym stopniu równie¿ 63 Zjazd PTG w Koninkach (Zuchiewicz & Oszczypko, 1992). Ewolucjê budowy Karpat Zachod-nich przedstawi³ Birkenmajer (1986).
W wymienionych pracach g³ówne rysy budowy tego obszaru Karpat s¹ przedstawione podobnie. Na rozpozna-nych kilku otworami a¿ po rejon Zawoji–Tokarni utworach prekambru, paleozoiku, jury, a lokalnie równie¿ kredy górnej, tworz¹cych platformê pod³o¿a le¿¹ autochtoniczne utwory miocenu (g³ównie baden), stanowi¹ce przed³u¿enie sukcesji zapadliska przedkarpackiego. Na tê pokrywê s¹ nasuniête p³aszczowiny Karpat fliszowych. Zaczynaj¹c od pó³nocy s¹ wyró¿niane jednostki podœl¹ska, œl¹ska, grupa przedmagur-ska (jednostka Obidowej–S³opnic czyli Mszany Dolnej i jed-nostka grybowska) oraz grupa magurska sk³adaj¹ca siê z kilku podjednostek. Na po³udniu znajduje siê pieniñski pas ska³kowy, a dalej Karpaty wewnêtrzne (Sikora, 1980; Birken-majer, 1985). Przy pó³nocnej granicy Karpat wystêpuj¹ fa³dy Wieliczki–Bochni, zbudowane z utworów œrodkowego mio-cenu i nasuniête wraz z p³aszczowinami fliszowymi na auto-chtoniczne osady miocenu zapadliska.
W przedstawionym zestawie p³aszczowin na po³udnie od Krakowa brak jednostki skolskiej. Znika ona z powierzchni przy brzegu Karpat ko³o Brzeska.
W obecnej pracy jest rozwiniêta koncepcja ¯ytki i Malaty (2001), zgodnie z któr¹ zachodnim przed³u¿eniem p³aszczowiny skolskiej jest przede wszystkim flisz
jednost-ki Obidowej–S³opnic, a czêœciowo tak¿e flisz „zewnêtrzny” rejonu Wadowic. Przedstawione s¹ konsekwencje takiego modelu dla uk³adu p³aszczowin znajduj¹cych siê miêdzy So³¹ a Dunajcem. Praca ma charakter dyskusyjny, oparta jest w znacznym stopniu na danych z profili otworów wiert-niczych przy braku precyzyjnych profili sejsmicznych.
Jednostka podœl¹ska-frydecka i podœl¹ska-wêglowiecka a jednostka skolska
Miêdzy So³¹ a Dunajcem p³aszczowina podœl¹ska uka-zuje siê na powierzchni w dwóch nieci¹g³ych pasach (Ksi¹¿kiewicz, 1972). Pas pó³nocny znajduje siê przy brze-gu p³aszczowiny œl¹skiej, pas po³udniowy zaczyna siê ko³o Wadowic i jako strefa okien tektonicznych kontynuuje siê przez rejon Myœlenic, Wiœniowej po Iwkow¹. Pas ten okre-œlany jest jako strefa lanckoroñsko-¿egociñska. Jest ona wysuniêta ku pó³nocy w stosunku do zwi¹zanego z t¹ stref¹ ¿ywieckiego okna tektonicznego. Na wschód od Brzeska p³aszczowina podœl¹ska pasa pó³nocnego nasuniêta jest na utwory p³aszczowiny skolskiej fa³dów Pleœnej, w rejonie Wadowic na flisz „zewnêtrzny” uznany za przed³u¿enie suk-cesji skolskiej (Poprawa & Nem ok, 1988–1989, tab. I, III).
P³aszczowina skolska, skrajnie zewnêtrzna jednostka Karpat polskich, jest znana z pe³nego rozwoju kredowo-w-czesnomioceñskiego fliszu w fa³dach Pleœnej na po³udnie od Brzeska–Tarnowa. Jednostka ta zanurza siê ku po³udniowi pod p³aszczowiny podœl¹ska i œl¹sk¹, wyklinowuje siê jed-nak strukturalnie w pod³o¿u tych p³aszczowin. Nie stwier-dzono utworów sukcesji skolskiej w otworach ko³o £¹kty na po³udniku Bochni (Jawor i in., 1972) i dalej ku wschodowi a¿ po okolice Zakliczyna i Tuchowa (np. otwory Iwkowa 1, Czchów 1, Z³ota 2, Zakliczyn1, Brzozowa 1, Garbek 1, Kowalowy 1). Koszarski (1985) przeprowadzi³ analizê budowy i zmian facjalnych p³aszczowiny skolskiej w okoli-cy Szczepanowic–Tarnowa i przyj¹³, ¿e blok fa³dów Pleœnej koñczy siê przedbadeñskim uskokiem o kierunku SW–NE znajduj¹cym siê na zachód od doliny Dunajca.
W kredowo–paleogeñskim fliszu jednostki podœl¹skiej zaznacza siê du¿e zró¿nicowanie litofacjalne (Ksi¹¿kie-wicz, 1972). Wa¿ne znaczenie maj¹ profile, w których nad czarnymi ³upkami spaskimi dolnej kredy i zielonymi ³upkami cenomanu–turonu le¿¹ krzemionkowe margle ¿egociñskie (turon) i szare margle frydeckie (senon) czêsto *Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Karpacki,
z egzotykami. Profil ten sta³ siê podstaw¹ uznania sukcesji frydeckiej za przed³u¿enie sukcesji skolskiej (Badakowa i in., 1973). Wskazuj¹ na to równie¿ wystêpuj¹ce w czêœci profili jednostki podœl¹skiej warstwy z Pisarzowic, z Szyd³owca, z Gorzenia, Rajbrotu i Rybia o cechach litofa-cji warstw inoceramowych (Koszarski, 1985; Balcer & Koszarski, 1992).
Utwory sukcesji frydeckiej s¹ sfa³dowane z utworami bardziej wewnêtrznej sukcesji wêglowieckiej, obejmuj¹cej piaszczysty flisz dolnej kredy, ³upki i margle pstre kredy górnej–eocenu a sporadycznie warstwy menilitowe i kro-œnieñskie oligocenu. Profil kredy dolnej tej sukcesji jest podobny litofacjalnie do profilu sukcesji œl¹skiej, z ró¿nic wymieniæ trzeba obecnoœæ warstw gezowych albu-ceno-manu w sukcesji wêglowieckiej. Do tej sukcesji nale¿¹ blo-ki swoistej jury i kredy, tkwi¹ce w tufowo-³upkowej olistostromie wœród pstrych ³upków paleocenu w Bacho-wicach ko³o Wadowic (Ksi¹¿kiewicz, 1951).
Wspólne sfa³dowanie utworów sukcesji wêglowieckiej i frydeckiej, widoczne w oknach tektonicznych strefy lanc-koroñsko–¿egociñskiej i ¯ywca, wskazuje na bliskoœæ obszarów depozycji obu sukcesji. Zazêbianie siê margli pstrych i szarych margli frydeckich jest znane z profilu ³uski WoŸnik a tak¿e z okolic ¯egociny.
Lewoprzesuwczy, uskokowy, wschodni odcinek strefy lanckoroñsko-¿egociñskiej znajduje siê na przed³u¿eniu wspomnianej m³odej dyslokacji o kierunku SW–NE koñcz¹cej ku zachodowi p³aszczowinê skolsk¹ bloku fa³dów Pleœnej (Burtan i in., 1981). Tektoniczne zbli¿enie w tej strefie utworów sukcesji frydeckiej, wêglowieckiej i kompleksów senoñskiego fliszu litofacji inoceramowej musi byæ brane pod uwagê.
Flisz „zewnêtrzny” rejonu Wadowic a jednostka skolska
Ska³ki andrychowskie, miocen Roczyn i Pilzna.
Pale-ogeñsko-wczesnomioceñski flisz „zewnêtrzny”, zaliczany poprzednio do jednostki podœl¹skiej (Ksi¹¿kiewicz, 1972; Golonka i in., 1979), pojawia siê w wyst¹pieniach przy brzegu Karpat miêdzy Andrychowem a Radziszowem. Flisz ten jest nasuniêty na autochtoniczne utwory badenu, a jest przykryty utworami sukcesji podœl¹skiej i œl¹skiej. Flisz „zewnêtrzny” uznano za odosobnione przed³u¿enie p³aszczowiny skolskiej (Koszarski, 1985; Poprawa & Nem ok, 1988–1989, tabl. I, III) z uwagi na obecnoœæ piasz-czystego fliszu w eocenie œrodkowym (warstwy z Przybra-dza i piaskowce „ciê¿kowickie”) oraz grubo³awicowe piaskowce typu kliwskiego w warstwach menilitowych oli-gocenu (Ksi¹¿kiewicz, 1951). Wskazuje na to równie¿ wczesnomioceñski wiek warstw kroœnieñskich, udokumen-towany korelacyjnym poziomem tufitów z Radziszowa (Koszarski, 1985; Wieser, 1985) i Roczyn (Nowak, 1966) znanym tak¿e z sukcesji skolskiej.
Ska³ki andrychowskie, w profilach których wyró¿niane s¹ granitognejsy, mylonity, wapienie jury, margle kredy i wapienie paleogenu, s¹ wielkimi olistolitami (Koszarski, 1985; Poprawa & Nem ok, 1988–1989). Na zachodnim przed³u¿eniu fliszu „zewnêtrznego”, miêdzy So³¹ a Andry-chowem (w strefie d³ugoœci ok. 10 km) w profilu warstw kroœnieñskich znajduje siê rozleg³a olistostroma, do której nale¿¹ ska³ki andrychowskie (Koszarski,1992). Wychodz¹c z wczesnomioceñskiego wieku tej olistostromy i zawie-raj¹cych j¹ warstw L. Koszarski przyj¹³, ¿e utwory te
nale¿¹ do fliszu „zewnêtrznego” czyli do sukcesji skol-skiej.
Wójcik i in. (1999) opisali sk³ad tej olistostromy z profi-lu potoku Domaczka wskazuj¹c, ¿e zawiera ona g³ównie materia³ karpacki pochodz¹cy z sukcesji podœl¹skiej oraz œl¹skiej. Interpretuj¹c mapê geologiczn¹ Nowaka (1966) autorzy przyjêli, ¿e olistostroma Domaczki ukazuje siê w oknie tektonicznym spod jednostek podœl¹skiej i œl¹skiej. Na przedpolu tych jednostek w rejonie Roczyn–Andrycho-wa wyró¿nili obszar sfa³doRoczyn–Andrycho-wanych osadów badenu, sarmatu i panonu z olistolitami fliszu. Osady te ³¹cznie z olistostrom¹ Domaczki zaliczyli do odrêbnej jednostki sfa³dowanego miocenu Roczyny–Andrychów, ci¹gn¹cej siê przy brzegu Karpat a¿ po Cieszyn (Wójcik i in., 1999). Wydaje siê jed-nak, ¿e interpretacja Koszarskiego (1992) wi¹¿¹ca ska³ki andrychowskie z olistostrom¹ Domaczki osadzon¹ we wczesnomioceñskim, fliszowym rowie sukcesji skolskiej ma wystarczaj¹ce podstawy. Natomiast sfa³dowany œrodkowy i górny miocen rejonu Roczyn mo¿e, zawieraj¹c olistolity, le¿eæ niezgodnie na brzegu uformowanych jednostek fliszo-wych, podobnie jak na NW od Wadowic (Nowak, 1966), oraz w „zatokach” Pilzna i Rzeszowa (Po³towicz, 1974; Koszar-ski, 1985; Poprawa & Nem ok, 1988–1989, tabl. I).
Jest mo¿liwe, ¿e flisz „zewnêtrzny” rejonu Andrycho-wa–Radziszowa jest to oderwana górna czêœæ profilu suk-cesji frydeckiej lub fliszu ³uski Szyd³owca (Balcer, Koszarski, 1992), zepchniêta ku pó³nocy u czo³a jednostek podœl¹skiej i œl¹skiej. Flisz ten mo¿e wiêc stanowiæ czêœæ profilu typowej sukcesji skolskiej. Powstaje pytanie o obecn¹ pozycjê g³ównej masy p³aszczowiny skolskiej na zachód od bloku fa³dów Pleœnej.
Jednostka Obidowej–S³opnic (OS) a jednostka skolska.
Miêdzy po³udnikami Krakowa i Bochni, w pod³o¿u p³asz-czowiny magurskiej wyró¿niono fliszow¹ jednostkê Obido-wej–S³opnic (Jawor & Sikora, 1979; Sikora, 1980). Kredowo–paleogeñski flisz tej jednostki uznano za przed³u¿enie sukcesji dukielskiej (Cieszkowski i in., 1985). Rozpoznane wierceniami utwory zaliczone do jednostki OS znajduj¹ siê w pasie o d³ugoœci ok. 40 km i rozci¹g³oœci WSW–ENE miêdzy Nowym Targiem a Limanow¹ (ryc. 1).
Prowadzona ostatnio analiza tych utworów w profilach kilku otworów (m.in. Obidowa IG1 (Ob1); Chabówka 1 (Ch1); NiedŸwiedŸ 1 (N1) i Leœniówka 2 (L2)) doprowa-dzi³a do wniosku, ¿e jednostka ta jest przed³u¿eniem p³asz-czowiny skolskiej (¯ytko & Malata, 2001). Stwierdzono wiele cech wspólnych z utworami sukcesji tej p³aszczowiny. Rozpoznana czêœæ profilu jednostki OS obejmuje ok. 2000 m warstw ropianieckich senonu–paleocenu, w tym kom-pleks ok. 600 m wczesnosenoñskiego fliszu z udzia³em pia-skowców grubo³awicowych (otwór Ch1). Paleoceñska czêœæ profilu o mi¹¿szoœci 250–300 m, okreœlana jako war-stwy z Obidowej, zawiera wk³adki czarnych mu³owców z egzotykami (i³y babickie), a w stropie kompleks grubo³awi-cowych piaskowców glaukonitowych. W warstwach tych wystêpuj¹ klasty margli senonu facji epiplatformowej. Natomiast na znacznych odcinkach profili utworów kredy górnej we wszystkich otworach stwierdzono charaktery-styczne polimiktyczne zlepieñce z klastami czarnych ³upków (zlepieñce z Makówki). Badania wykaza³y, ¿e przy-najmniej czêœciowo s¹ to okruchy ³upków kredy dolnej.
Ksi¹¿kiewicz (1951) wspomina obecnoœæ klastów ciemnych ³upków ilastych w piaskowcach z Szyd³owca (mastrycht) i wk³adek piaskowców glaukonitowych w nad-leg³ych warstwach z Gorzenia. Cechy te s¹ wiêc obecne
równie¿ w warstwach ³uski Szyd³owca w okolicach Wado-wic, zaliczanej ostatnio do jednostki skolskiej.
Udokumentowane biostratygraficznie utwory eocenu sukcesji OS, rozwiniête w facji warstw hieroglifowych, maj¹ mi¹¿szoœæ ok. 100 m; wyj¹tkowo w profilu N1 ok. 200 m. Margle globigerynowe najwy¿szego eocenu stwier-dzono w otworze Ch1. Zapis gamma i neutron-gamma kompleksu ciemnego, piaszczystego fliszu warstw z Rdzawki o zmiennej mi¹¿szoœci 170–500 m wskazuje, ¿e odpowiadaj¹ one wczesnooligoceñskim warstwom menilito-wym sukcesji skolskiej, a nie s¹ „czarnym eocenem”.
Ponad warstwami z Rdzawki w otworach Ob1, N1, L2 wystêpuj¹ sfa³dowane utwory litofacji kroœnieñskiej, ich obecnoœæ w otworze Ch1 jest dyskusyjna (¯ytko & Malata, 2001). Ni¿sz¹ czêœæ tych utworów uznano pocz¹tkowo za ³upkow¹ odmianê warstw cergowskich wczesnego oligo-cenu sukcesji OS, czêœæ zaliczono do jednostki grybow-skiej jako „seriê menilitowo-kroœnieñsk¹” oligocenu (Sikora, 1980; Cieszkowski i in., 1985). Wystêpuj¹ wœród niej pakiety starszego fliszu. ¯ytko i Malata (2001) uznali te pakiety za olistolity wœród warstw kroœnieñskich.
W profilu otworu Zawoja 1, w zaliczonej do dolnego miocenu formacji z Suchej, wystêpuj¹ olistolity czarnych niewapnistych ³upków aptu–póŸnego albu, podobnych do ³upków spaskich sukcesji skolskiej (Oszczypko, 1997). Otwór ten jest wysuniêty ku zachodowi w stosunku do obszaru wystêpowania jednostki OS (ryc. 1). Wschodni zasiêg utworów tej jednostki wyznacza otwór Siekierczyna IG1 (ryc. 1), w którym na g³êb. 4674,0–4800,9 m przewier-cono zaburzone utwory kredy–paleogenu sukcesji skolskiej (Olszewska, 1973). Otwór ten znajduje siê siê na po³udnie od wspomnianej strefy Czchów–Zakliczyn–Tuchów, gdzie brak utworów tej sukcesji.
Jednostka Obidowej–S³opnic a jednostka Mszany Dol-nej i mioceñski flisz okolic Nowego Targu. W
tektonicz-nym oknie Mszany Dolnej wyró¿niono jednostkê przedmagursk¹ pó³nocn¹, nazywan¹ te¿ jednostk¹ Mszany Dolnej, oraz jednostkê przedmagursk¹ po³udniow¹ okre-œlan¹ jako jednostka grybowska (Burtan, 1978; Burtan i in., 1978; Mastella, 1988). L. Mastella stwierdzi³ regionalne, równole¿nikowe fa³dy w warstwach kroœnieñskich jed-nostki Mszany Dolnej. Fa³dy te s¹ nachylone lub obalone na pó³noc. Podobnie s¹ sfa³dowane warstwy kroœnieñskie
w profilach otworów Ob1 i N1. Jednostka OS ukazuje siê wiêc na powierzchni jako jednostka Mszany Dolnej (Cieszkowski i in., 1985; Burtan i in., 1992). Zaznacza siê wp³yw nasuniêæ jednostki grybowskiej, a zw³aszcza magurskiej na powstanie fa³dów jednostki Mszany Dolnej w jej górnym kompleksie (Mastella, 1988), nie stwierdzo-no natomiast drugorzêdnego sfa³dowania potê¿nego kom-pleksu paleocenu–kredy (otwory Ob1, Ch1, N1). Z intensywnego sfa³dowania nadleg³ych utworów oligocenu wynika mo¿liwoœæ istnienia p³aszczyzny œciêcia miêdzy obu kompleksami. Proponowany model dupleksu fliszo-wego w pod³o¿u p³aszczowiny magurskiej tego rejonu (Nemèok i in., 2000) jest prawdopodobny. Do tego syste-mu nale¿y stromy uskok, którego strefê przewiercono w otworze Ob1 (ryc. 2) w g³êb. 4000–4180 m (¯ytko & Mala-ta, 2001) i jego przypuszczalne przed³u¿enie ku NE, spo-tkane w otworze N1 na g³êb. 3220–3300 m. By³by to jeden z seryjnych uskoków dupleksu, którego œciêcie sp¹gowe biegnie wœród utworów kredy sukcesji OS. Stropowa, sfa³dowana czêœæ tej sukcesji jest dostêpna badaniom na powierzchni jako jednostka Mszany Dolnej.
Fliszowe utwory kredy dolnej (otwór N1) i górnej (otwory N1, L2) oraz paleocenu–eocenu (otwory Ob1, N1, L2) s¹ obecne wœród warstw kroœnieñskich górnego kom-pleksu sukcesji OS. Czêœæ z nich jest olistolitami, czêœæ z uwagi na znaczn¹ mi¹¿szoœæ (otwory N1, L2) mo¿e mieæ tektoniczn¹ genezê. Podjêto obecnie próbê okreœlenia macierzystej sukcesji olistolitów. W rdzeniu z g³êb. 2002 m z otworu Porêba Wielka IG1, zlokalizowanego 2 km na W od otworu N1, stwierdzono górnokredowy zlepieniec z klastami czarnych ³upków, podobny do wspomnianych z profili sukcesji OS. Pakiety warstw hieroglifowych wœród warstw kroœnieñskich (w otworze Ob1) interpreto-wane jako olistolity (¯ytko & Malata, 2001) s¹ podobne do utworów eocenu sukcesji OS z ni¿szej czêœci profilu tego otworu. Dane te wskazuj¹ na sfa³dowanie utworów sukce-sji OS i powstanie osuwisk i zeœlizgów podmorskich z wydŸwigniêtych dupleksowo starszych czêœci profilu. Taki w³aœnie mechanizm syntektonicznej erozji i oligoceñskiej depozycji przyjêli Nemèok i in. (2000).
W analizowanym m³odym kompleksie sukcesji istniej¹ te¿ olistolity lub zeœlizgi warstw nieznane z jej profilu. W rdzeniach z otworu N1 autor obserwowa³ ³upki pstre
eoce-Cieszyn Sopotnia M. B E S KI D Œ L ¥ S KI BIELSKO-BIA£A Nowy Targ Zakopane Mszana D. KRAKÓW Wadowice Andrychów Stronie Radziszów Wiœniowa Dobra Myœlenice Wieliczka Bochnia ¯egocina TARNÓW Krynica Wysowa Wiœnicz Pilzno Brzesko Pleœna Tuchów Gorlice 0 10km jednostka œl¹ska Silesian unit jednostka magurska Magura unit otwór wiertniczy borehole linia przekroju cross-sections lines
obszar wystêpowania jednostki Obidowej - S³opnic (skolskiej) area of Obidowa-S³opnice (Skole) unit
jednostka zg³obicka Zglobice unit
p³aty neogenu na Karpatach Neogene over Carpathians
Jednostki: przedmagurska, grybowska Units: Fore-Magura, Grybow jednostka skolska
Skole unit
jednostka podœl¹ska Sub-Silesian unit
pieniñski pas ska³kowy Pieniny Klippen Belt miocen zapadliska
Neogene fragments over the Carpathians
Zaw1 Bañ1 SB1 T1 £1 Trz2 G1 M1 NT1 £od1 B1 L2 S1 Cz1 I1 Zak1 R1 Siek1 S20
oœ ujemnej anomalii grawimetrycznej axial zone of Carpathian gravity low wybrane uskoki selected faults Ch1 Ob1 ¯ywiec So³ a Skaw a Dun ajec Wis³a N1 B E S K I D M A £ Y NOWY S¥CZ
¬
Ryc. 1. Mapa jednostek strukturalnych Karpat zewnêtrznych. Otwory wiertnicze (boreholes): Bañ1 — Bañska IG1, B1 — Bystra IG1, Ch1 — Chabówka 1, Cz1 — Czchów 1, G1 — G³ogoczów 1, I1 — Iwkowa 1, L2 — Leœniówka 2, £1 — £¹kta 1, £od1 — £odygowice IG1, N1 — NiedŸwiedŸ 1, NT1 — Nowy Targ PIG1, Ob1 — Obidowa IG1, R1 — Ropa 1, S1 — S³opnice 1, S20 — S³opnice 20, Siek1 — Siekierczyna IG1, SB1 — Sucha IG1, T1 — Tokarnia 1, Trz 2 — Trzebunia 2, Zak1 — Zakliczyn 1, Zaw1 — Zawoja 1 Fig. 1. Map of structural units of outer Carpathians
nu (g³êb. 2022 m) i warstwy kredy dolnej — typ lgocki (2518 m) z przerostami mulastego materia³u (?matriks) litofacji kroœnieñskiej. Warstwy te mog¹ pochodziæ z suk-cesji œl¹skiej, nie stwierdzono natomiast wyraŸnego mate-ria³u z sukcesji podœl¹skiej.
Sygnalizowany jest wyraŸnie m³odszy wiek warstw kroœnieñskich sukcesji skolskiej (zony nanoplanktonowe NP24–NN4) ni¿ najm³odszych osadów sukcesji bardziej wewnêtrznych, w których nie stwierdzono zony NN4 (Garecka & Malata, 2001). Wychodz¹c z tego faktu ¯ytko i Malata (2001) wskazali, ¿e stektonizowany flisz zony NN4 (górny ottnang–najni¿szy baden) stwierdzony w profilu otworu Nowy Targ PIG1 w przedziale g³êb. 3047–3108 m (Paul & Poprawa, 1992) mo¿e nale¿eæ do sukcesji OS przykrytej fliszem p³aszczowiny magurskiej (ryc. 2). Wcze-sno- i œrodkowomioceñski flisz i molasy, ustawione stromo, opisa³ Cieszkowski (1992a, 1995) z ods³oniêæ wystê-puj¹cych w tektonicznym kontakcie z pieniñskim pasem ska³kowym w rejonie Nowego Targu. Zaliczy³ je do sukcesji magurskiej. Mo¿na jednak przyj¹æ, ¿e s¹ to najm³odsze utwory jednostki OS (skolskiej) wydŸwigniête na powierzchniê przez horst pieniñskiego pasa ska³kowego.
Odkryte w Roczynach ko³o Wadowic (Wójcik i in., 1999) wspomniane wy¿ej utwory badenu–sarmatu–pano-nu le¿¹ przy brzegu lub nawet na p³acie skolskiego fliszu „zewnêtrznego” (ryc. 1). Utwory te razem z osadami p³ata mog³y byæ zachodnim przed³u¿eniem mioceñskich utworów perypieniñskich rejonu Nowego Targu, zepchniêtym u czo³a p³aszczowiny œl¹skiej i podœl¹skiej na obszar zapadliska. Powstanie s³odkowodnego basenu Orawy–Nowego Targu w póŸnym miocenie mog³o byæ adaptacj¹ powierzchni do nowego uk³adu fliszowego pod³o¿a.
Wspomniana wy¿ej olistostroma Andrychowa–Domacz-ki, olistostromy i olistolity znane z warstw kroœnieñskich suk-cesji skolskiej fa³dów Pleœnej (¯ytko & Malata, 2001) i depresji Strzy¿owa (Jasionowicz & Szymakowska, 1963) oraz sukcesji Obidowej–S³opnic mog¹ byæ przed³u¿eniem formacji Worotyszcze lub strefy wczesnomioceñskiego dzi-kiego fliszu Slon Karpat Wschodnich. Sygnalizowano ju¿ obecnoœæ tej strefy w p³aszczowinie skolskiej (¯ytko, 1999a).
Jednostka œl¹ska, problem strefy Stroñ. W budowie
zachodniej czêœci p³aszczowiny œl¹skiej dominuj¹ osady kredy–paleocenu. Na wschód od Dunajca, w profilu tej jed-nostki wzrasta udzia³ warstw kroœnieñskich oligocenu– wczesnego miocenu. Na regionalne, pod³u¿ne zmiany lito-facjalne i mi¹¿szoœciowe sukcesji œl¹skiej s¹ na³o¿one wyraŸne ró¿nice strukturalne. Na wschód od linii Mszana Dolna–Tarnów (ryc. 1) jest widoczny fa³dowy styl budo-wy p³aszczowiny. S¹ to subparalelne fa³dy i ³uski, a wchod-niokarpacki kierunek NW–SE jest dominuj¹cy. Na zachód od linii Mszana Dolna–Tarnów w budowie p³aszczowiny œl¹skiej s¹ widoczne p³askie nasuniêcia, od dawna wi¹zane z p³ytszym zaleganiem sztywnego pod³o¿a i wp³ywem mas magurskich wysuniêtych w stronê przedpola (Ksi¹¿kie-wicz, 1951). Id¹c od zachodu s¹ wyró¿nione bloki Beski-dów Œl¹skiego i Ma³ego rozdzielone uskokiem brze¿nym na po³udniku Bielska. Miêdzy Skaw¹ a Dunajcem wystê-puj¹ cienkie p³aty Pogórzy Lanckoroñskiego (podjednost-ka œl¹s(podjednost-ka górna), Radziszowskiego (podjednost(podjednost-ka dolna) i Wiœnickiego (ryc. 1). P³aty te s¹ spêkane, maj¹ s³abo zazna-czon¹ budowê fa³dow¹ (Ksi¹¿kiewicz, 1951, 1972). . Miêdzy Cieszynem a Bielskiem w p³aszczowinie œl¹skiej wyró¿nia siê drugorzêdnie sfa³dowan¹ jednostkê cieszy-ñsk¹ zbudowan¹ z utworów tytonu i kredy dolnej oraz
nad-leg³¹ jednostkê godulsk¹ zbudowan¹ z piaszczystego fliszu wy¿szej czêœci profilu sukcesji œl¹skiej. Wyodrêbnienie tych elementów jest wi¹zane z ró¿n¹ plastycznoœci¹ i dysharmo-nijnym sfa³dowaniem obu czêœci profilu, a tak¿e du¿ym wzrostem mi¹¿szoœci warstw godulskich ku zachodowi, pocz¹wszy od bloku Beskidu Ma³ego (S³omka, 1995). W¹tpliwoœci budzi wyró¿nianie jednostki cieszyñskiej na po³udnie od tego bloku, w obrze¿eniu okna ¯ywca.
Od rejonu Wadowic w kierunku ESE przez Myœleni-ce–Skrzydln¹–Wilkowisko, a po skrêcie ku ENE dalej przez ¯egocinê po Iwkow¹ istnieje wspomniany ju¿ pas okien tek-tonicznych. Spod p³aszczowiny œl¹skiej ukazuj¹ siê w nich utwory jednostek bardziej zewnêtrznych: podœl¹skiej (fry-deckiej, wêglowieckiej) oraz strzêpy skolskiej. Na pó³noc od lanckoroñsko-¿egociñskiej strefy okien, w p³atach pogó-rzy jednostka œl¹ska jest reprezentowana przez pe³ny profil osadów kredy dolnej, górnej i zredukowane erozyjnie osady paleogenu. Ksi¹¿kiewicz (1951) zwróci³ uwagê, ¿e usamo-dzielnienie p³ata Pogórza Lanckoroñskiego i jego nasuniê-cie na p³at Pogórza Radziszowskiego by³o wczeœniejsze od utworzenia siê strefy lanckoroñsko-¿egociñskiej. W po³udnio-wym skrzydle okiennej strefy jednostka œl¹ska jest repre-zentowana przez strzêpy utworów kredy dolnej, przykryte sfa³dowanymi warstwami kroœnieñskimi oligocenu. Spora-dycznie s¹ zachowane miêdzy nimi warstwy menilitowe a nawet utwory eocenu. Ksi¹¿kiewicz (1951) okreœli³ po³udniowe skrzyd³o strefy lanckoroñskiej jako menilito-wo–kroœnieñski kompleks Stroñ. S³usznym wydaje siê u¿y-wanie nazwy „tektoniczna strefa Stroñ” dla po³udniowej czêœci p³aszczowiny œl¹skiej, podobnie jak wyró¿niona jest odrêbna strefa przeddukielska na wschodzie.
Tytoñsko–dolnokredowy i oligoceñski flisz sukcesji œl¹skiej w obramowaniu okna ¿ywieckiego by³ zaliczany do p³aszczowiny cieszyñskiej (Ksi¹¿kiewicz, 1972), zestaw tych warstw ma jednak cechy kompleksu Stroñ. Zestaw warstw kroœnieñskich i dolnej kredy wynurza siê te¿ spod fliszu magurskiego w oknie Sopotni Ma³ej (Golonka i in., 1979). Profil fliszu w pod³o¿u p³aszczowiny magurskiej w otworach Sucha IG1 (Œl¹czka, 1976) i Zawoja 1 ma cechy strefy Stroñ. Pojawia siê ona nastêpnie na powierzchni, wysuniêta ku pó³nocy wzd³u¿ systemu uskoków Skawy i kontynuuje siê przez Stronie–Myœlenice po rejon Wilkowi-ska–Dobrej (ryc. 1). Na pewnych odcinkach jest przykryta p³aszczowin¹ magursk¹. Na po³udnie od Wiœniowej w budo-wie strefy Stroñ s¹ wyró¿nione ko³o Skrzydlnej dbudo-wie ³uski (Burtan, 1978). W utworach oligocenu wyró¿niono w nich piaskowce cergowskie. Koncepcja olistostromowej genezy obecnoœci utworów kredy dolnej wœród osadów wczesnooli-goceñskich tych ³usek (Polak, 1999) nie ma wyraŸnych pod-staw. Utwory strefy Stroñ zanurzaj¹ siê pod jednostkê magursk¹ na wschód od Wilkowiska–Dobrej.
Utwory te ukazuj¹ siê nastêpnie w oknie Kurowa nad Dunajcem (Cieszkowski, 1992b) i nawiercone zosta³y przy-puszczalnie w otworze Ropa 1, sk¹d sygnalizowano utwory kredy dolnej le¿¹ce wprost pod warstwami oligocenu. Jeœli tak jest, strefa Stroñ od rejonu ¯ywca dochodzi na wscho-dzie do systemu g³êbokich pêkniêæ pod³o¿a, stwierdzonych magnetotellurycznie na pó³noc od Krynicy–Wysowej (usko-ki Ruñbachów i Murania–Jas³a) (¯ytko, 1999b).
Zestawy warstw sukcesji œl¹skiej charakterystyczne dla strefy Stroñ stwierdzono te¿ pod p³aszczowin¹ magursk¹ w otworze Tokarnia IG1 na g³êb. 2044–3052 m (Jasionowicz & Liszkowa, 1975). Wyró¿niono tam 2 pakiety warstw kroœnieñskich podœcielone czarnymi ³upkami dolnej kredy, w tym walan¿ynu–hoterywu–albu;
w wy¿szym zestawie wystêpuj¹ strzêpy osadów eocenu. Taki typ podnasuniêciowego dupleksu jest znany z obrze-¿a okna Mszany Dolnej (Mastella, 1988); tutaj ma wyraŸny zestaw warstw strefy Stroñ, nasuniêty jest na autochtonicz-ne osady badenu. Nie s¹ to utwory jednostek grybowskiej i podœl¹skiej, jak przyjmowano poprzednio (Cieszkowski i in., 1985). Strefa Stroñ miêdzy Myœlenicami a Tokarni¹ ma oko³o 10 km szerokoœci. Jest ma³o prawdopodobne, by redukcjê jej profilu, zw³aszcza brak utworów kredy górnej -paleocenu rozwiniêtych intensywnie dalej na pó³nocy (Unrug, 1963; S³omka, 1995), mo¿na by³o wi¹zaæ z syntek-toniczn¹ œródoligoceñsk¹ erozj¹, postulowan¹ przez Nemè-oka i innych (2000). PóŸniejsza erozja sfa³dowanych mas pod³o¿a p³aszczowiny magurskiej miêdzy otworami Ob1 i Ch1 jest jednak prawdopodobna (¯ytko & Malata, 2001).
W œwietle danych z otworu Tokarnia IG1 dyskusyjna staje siê pozycja czêœci pakietów fliszu albu–cenomanu (?warstwy lgockie) stwierdzonych w oknie Mszany Dolnej i zaliczonych do sukcesji przedmagurskiej po³udniowej, czyli grybowskiej. S¹ one odmienne od miedzionoœnych ³upków tego wieku sukcesji magurskiej (Burtan i in., 1978). Przy braku pstrych ³upków turonu, oddzielaj¹cych ten flisz od warstw ropianieckich (z Jaworzynki) górnej kredy, i przy lokalnym nadk³adzie warstw kroœnieñskich, np. w Olszówce (Mastella, 1988, fig. 10), mog¹ to byæ kompleksy strefy Stroñ, spoczywaj¹ce na fliszu jednostki Mszany Dolnej–Obidowej–S³opnic, a przykryte p³atami kredy górnej i oligocenu jednostki grybowskiej (ryc. 1). Mog¹ to byæ jednak olistolity w warstwach kroœnieñskich jednostki Mszany Dolnej pochodz¹ce z sukcesji œl¹skiej, podobnie jak utwory fliszowe kredy dolnej z profilu otwo-ru N1 (rdzenie z g³êb. 2518 i 2613 m).
Wed³ug Ksi¹¿kiewicza (1951) przed³u¿enie górnokre-dowo-paleoceñskiego litosomu sukcesji œl¹skiej, którego brak w kompleksie Stroñ, mo¿e znajdowaæ siê na po³udniu, pod przykryciem p³aszczowiny magurskiej. Z analiz sedy-mentologicznych warstw godulskich (S³omka, 1995) i istebniañskich (Unrug, 1963) wynika, ¿e litosomy tych warstw kontynuowa³y siê rzeczywiœcie ku po³udniowi przed powstaniem strefy œciêæ Stroñ. Nie ma przed³u¿enia utworów kredy górnej sukcesji œl¹skiej w analizowanych profilach otworów SB1, T1 oraz Ch1, Ob1 i N1 (ryc. 1). W zredukowanej iloœci pojawi³y siê one w profilu Zawoja 1. Miejscem ich obecnej lokalizacji mo¿e byæ pod³o¿e Karpat
wewnêtrznych. Wskazuje na to równie¿ cofniêcie ku po³udniowi osiowej strefy anomalii elektrycznej przewod-noœci czyli g³ównego szwu Karpat. Strefa ta znajduje siê w pod³o¿u Karpat wewnêtrznych miêdzy po³udnikami ðiliny i Krynicy (¯ytko, 1999a, fig. 6), a wiêc na dalekim zaple-czu strefy Stroñ.
Jednostka dukielska i grybowska. Uznanie jednostki
Obidowej–S³opnic za dalszy ci¹g p³aszczowiny skolskiej ujawnia brak przed³u¿enia wielkich mas górnokredowo-paleogeñskiego fliszu fa³dów dukielskich w pod³o¿u p³asz-czowiny magurskiej. Te z³uskowane fa³dy wynurzaj¹ siê ku SE spod p³aszczowiny pocz¹wszy od wspomnianej stre-fy g³êbokich pêkniêæ pod³o¿a Ruñbachów i Murania–Jas³a. Wczesnooligoceñski profil fliszu z udzia³em piaskowców cergowskich stanowi kontynuacjê tak profilu fa³dów dukielskich, jak i profilu wewnêtrznej czêœci przysz³ej p³aszczowiny œl¹skiej — fa³dów Mrukowej, Bukowicy, Iwonicza Zdroju oraz ³usek Skrzydlnej i Piwkówki (Polak, 1999). W tej sytuacji o przynale¿noœci utworów oligocenu do jednostki dukielskiej lub jej grybowskiej strefy decydu-je zwi¹zek z ropianieckim typem osadów kredy gór-nej–paleocenu. Taki profil jest charakterystyczny dla ³uski przedmagurskiej ko³o Koniakowa-Szarego na zachód od So³y (Golonka i in., 1979) i dla ³usek Michalczowej na pó³noc od Nowego S¹cza (Cieszkowski, 1992b).
Jednostka grybowska (przedmagurska po³udniowa) w oknie tektonicznym Mszany Dolnej obejmuje utwory kre-dy górnej — warstwy z Jaworzynki i ciœniañskie, ³upki pstre eocenu oraz utwory oligocenu — warstwy menilito-we–grybowskie i warstwy kroœnieñskie (Burtan i in., 1978). Zaliczane do profilu jednostki, warstwy lgockie albu–cenomanu reprezentowaæ mog¹ raczej strzêpy kom-pleksu Stroñ sukcesji œl¹skiej lub pochodz¹ce z niej olisto-lity w oligocenie jednostki Mszany Dolnej. Rozpoznane kredowo-oligoceñskie p³aty jednostki grybowskiej wyka-zuj¹ z regu³y brak eoceñskiej czêœci profilu (Mastella, 1988), a wiêc zjawisko podobne do luki stwierdzonej w profilach strefy Stroñ jednostki œl¹skiej. Odnotowano obecnoœæ zlepieñców z okruchami czarnych ³upków w warstwach kredy górnej (Burtan i in., 1978), co jest cech¹ okruchowców sukcesji Mszany Dolnej (OS). Wywo³uje to potrzebê reinterpretacji przynale¿noœci utworów kredy górnej do jednostek na terenie okna, podobnie zreszt¹, jak i warstw menilitowych (?grybowskie, kliwskie).
? 0 0 (km) (km) 2 2 4 4 6 6 8 10 B añ sk a IG 1 N ow y Ta rg P IG 1 O bi do w a IG 1 C ha bó w ka 1 S ko m ie ln a B .1 To ka rn ia IG 1 Tr ze bu ni a 2 G ³o go cz ów IG 1 M og ila ny 1 m2 m2 S SS S SS SS S(ST) Z M OS(SK) M PKB CEP CEP P IC m1+2 G S N MYŒLENICE KRAKÓW RABKA NOWY TARG stwierdzony uskok stated fault nasuniêcie thrust granica formacji formation boundary nieci¹g³oœæ transgresywna transgressive boundary granica tektoniczna tectonic boundary
Ryc. 2. Przekrój przez jednostki strukturalne Karpat miêdzy Nowym Targiem a Krakowem; m2— miocen zapadliska przedkarpackie-go, m1+2 — dolny i œrodkowy miocen, Z — jednostka zg³obicka, OS(SK) — jednostka Obidowej–S³opnic (skolska), G — jednostka grybowska, SS — jednostka podœl¹ska, S — jednostka œl¹ska, S(ST) — tektoniczna strefa Stroñ, M — jednostka magurska, P — flisz podhalañski, IC — jednostki wewn¹trzkarpackie, PKB — pieniñski pas ska³kowy, CEP — utwory platformy centralnoeuropejskiej Fig. 2. Cross-section through the Carpathian structural units between Nowy Targ and Cracow; m2 — Foredeep Miocene, m1+2 — lower and middle Miocene, Z — Zglobice unit, OS(SK) — Obidowa–Slopnice unit (Skole unit), G — Grybow unit, SS — Sub-Sile-sian unit, S — SileSub-Sile-sian unit, S(ST) — Stronie tectonic zone, M — Magura unit, P — Podhale flysch, IC — Inner Carpathian units, PKB — Pieniny Klippen Belt, CEP — Central European platform
Na wschód od okna Mszany Dolnej pod p³aszczowin¹ magursk¹ wystêpuje sfa³dowany eoceñski i oligoceñski flisz reprezentuj¹cy sukcesjê grybowsk¹ (Ksi¹¿kiewicz, 1972). Flisz ten ukazuje siê w oknach tektonicznych Szcza-wy, Klêczan, Grybowa, K¹clowej, Ropy, Ujœcia Gorlickie-go. Ten ujêty w wiele ³usek flisz jest odciêty przypuszczalnie od przedeoceñskiej czêœci profilu p³asz-czyzn¹ odk³ucia. Wskazuje na to zw³aszcza obrze¿enie kre-dy kurowskiej w oknie Klêczan (Cieszkowski, 1992b).
Jednostka magurska. G³ówne rysy budowy
powierzch-niowej i podzia³ tej jednostki na strefy facjalno-tektoniczne (podjednostki) s¹ ustalone (Golonka i in., 1979; Burtan i in., 1981; Zuchiewicz & Oszczypko, 1992). Miêdzy So³¹ a Dunajcem s¹ wyró¿nione strefy Siar, raczañska, bystrzyc-ka i krynicbystrzyc-ka. Jurajskie i kredowe utwory jednostki Graj-carka, zewnêtrznej strefy pieniñskiego pasa ska³kowego, s¹ rozwa¿ane jako osady po³udniowego krañca basenu magurskiego (Birkenmajer, 1986). Profil p³aszczowiny magurskiej obejmuje zró¿nicowany górnokredowo–pale-ogeñski flisz. P³aszczyzna odk³ucia utworzy³a siê wœród pstrych ³upków turonu lub wy¿ej w warstwach ropianiec-kich. Wyj¹tkowo, profil p³aszczowiny obejmuje w sp¹gu zielone ³upki albu–cenomanu i kompleksy piaskowców o nieustalonym wieku (Burtan i in., 1978), a w stropie war-stwy malcowskie oligocenu stwierdzone w okolicy Nowe-go Targu i NoweNowe-go S¹cza. Przy granicy z pieniñskim pasem ska³kowym oraz w otworze Nowy Targ PIG1 poni¿-ej g³êb. 3000 m wystêpuj¹ wspomniane, sfa³dowane utwo-ry wczesnego miocenu (Cieszkowski, 1992a; Paul & Poprawa, 1992), jednak ich przynale¿noœæ do sukcesji magurskiej jest dyskusyjna (¯ytko & Malata, 2001).
Gruboœæ p³aszczowiny jest zmienna; dokumentowane jest to obecnoœci¹ okien tektonicznych i profilami otworów wiertniczych (Baran i in., 1997; Sikora, 1980). Otwory wiertnicze potwierdzaj¹ po³ogie u³o¿enie sfa³dowanych utworów p³aszczowiny magurskiej na omówionych wy¿ej jednostkach (ryc. 1, 2).
Wed³ug Birkenmajera (1986) flisz sukcesji magurskiej tworzy³ siê na przedpolu grzbietu czorsztyñskiego, na sko-rupie oceanicznej. Wysuniêta jest te¿ idea, ¿e flisz ten jest stratygraficznym nadk³adem osadów sukcesji pieniñskiego pasa ska³kowego, utworzonych na skorupie kontynentalnej (¯ytko, 1999a). Jednostka OS i osiowa strefa ujemnej ano-malii grawimetrycznej s¹ skoœne do kierunku facjalno-tekto-nicznych stref p³aszczowiny magurskiej i pieniñskiego pasa ska³kowego (ryc. 1). Wskazuje to na wyraŸn¹ niezgodnoœæ kierunku W–E g³ównych rysów Karpat wewnêtrznych i zwi¹zanej z nimi przez flisz podhalañski p³aszczowiny magurskiej z kierunkiem WSW–ENE g³êbokich rysów pod-suniêtej ku po³udniowi platformy przedpola. Perykratoniczny ryft Szlachtowej, wyznaczony fliszem doggerskim jednostki Grajcarka (Birkenmajer, 1986; ¯ytko, 1999b), stanowi³ szew rozdzielaj¹cy te dwie czêœci orogenu.
G³ówne p³aszczyzny odk³ucia i œciêcia
Najg³êbsza œródformacyjna p³aszczyzna odk³ucia powsta³a w sp¹gu sukcesji œl¹skiej. Odk³ucie to obejmuje wapienie i ³upki cieszyñskie (tyton–berias), znane z p³asz-czowiny cieszyñskiej; jest widoczne te¿ w sp¹gu komplek-su Stroñ ko³o ¯ywca. Tak g³êbokie odk³ucie stwierdzono równie¿ w profilu otworu Siekierczyna IG1 (Olszewska, 1973). Czêœciej p³aszczyzna odk³ucia utworzy³a siê wœród utworów neokomu (jednostki œl¹ska, podœl¹ska i skolska),
wyj¹tkowo objê³a utwory pod³o¿a, po którym przesuwa³a siê dana p³aszczowina, np. granit z Bugaja (Ksi¹¿kiewicz, 1951) lub utwory badenu zaklinowane wœród fliszu w profilach otworów Potrójna IG1 czy Zawoja 1 (Baran i in., 1997). P³aszczyŸnie tej g³êbokoœci¹ i czasem powstania odpowiada odk³ucie w sp¹gu warstw ³upkowskich (turon) sukcesji fa³dów dukielskich, a zw³aszcza odk³ucie w sp¹gu jury sukce-sji pieniñskiego pasa ska³kowego nadbudowanej fliszem magurskim.
Ksi¹¿kiewicz (1951) odtworzy³ mechanizm powstania strefy Stroñ. G³ówn¹ rolê przypisa³ p³aszczyŸnie przeci-naj¹cej skoœnie warstwy nasuwaj¹cej siê, odk³utej ju¿ p³aszczowiny œl¹skiej. Powstanie tej p³aszczyzny œciêcia zosta³o wymuszone ramp¹ w powierzchni pod³o¿a i naci-skiem mas p³aszczowiny magurskiej. Istnienie takiej p³asz-czyzny œciêcia (out-of-sequence) potwierdzone zosta³o w profilu bloku Beskidu Ma³ego na podstawie danych z otworów £odygowice IG1 i Bystra IG1 (Poprawa & Nem ok, 1988–1989, tabl. I, przekrój IV), gdzie uwarun-kowa³o powstanie strefy Stroñ w rejonie okna ¯ywca. Œciêcie takie istnieje te¿ w p³acie Pogórza Radziszowskie-go (ryc. 2). Tak wiêc œciêcie, które doprowadzi³o do odk³ucia p³aszczowiny magurskiej i jednostki grybowskiej jest póŸniejsze i p³ytsze. Doprowadzi³o ono tak¿e do odciê-cia fliszu „zewnêtrznego” rejonu Wadowic od dolnej czê-œci sukcesji Obidowej–S³opnic.
Strefa Stroñ p³aszczowiny œl¹skiej dokumentuje istnie-nie dwóch istnie-niezale¿nych p³aszczyzn — odk³ucia i œciêcia w procesie formowania omawianej strefy Karpat fliszowych. Wyjaœnia to problem zg³oszony przez Nemèoka i innych (2000), ¿e g³êbokie odk³ucie p³aszczowiny œl¹skiej nie mog³o powstaæ w efekcie propagacji ku pó³nocy p³ytszej p³aszczyzny odk³ucia p³aszczowiny magurskiej.
Magnetotelluryczny profil Kraków–Zakopane
Badania z lat osiemdziesi¹tych (¯ytko, 1999b) rozszerzo-no o profilowe badania rozszerzo-nowej generacji (Klityñski & Stefa-niuk, 2000). Na zanurzaj¹cej siê pod k¹tem 6–7o ku S
powierzchni wysokooporowego pod³o¿a pod miocenem i nasuniêtym fliszem w okolicy Trzebuni (ryc. 2) stwierdzono subwertykalny pas niskooporowych ska³, siêgaj¹cy g³êboko-œci ok. 60 km. Zjawisko to wi¹¿e siê byæ mo¿e z przebiegiem w tej strefie wykrytego sejsmicznie roz³amu ¯ywiec–Rzeszo-tary (Po³towicz, 1995). W otworze Trzebunia 2 stwierdzono klifowe utwory karpatu i tektoniczne zdublowanie utworów badenu — jednostkê zg³obick¹ (Po³towicz, 1989).
Dalej na po³udniu pod³o¿e obni¿a siê anomalnie w rejo-nie Chabówki. Jego powierzchnia zanurza siê pod k¹tem 60odo g³êb. 15 km, podœcielaj¹c klin nisko- i
œredniooporo-wych ska³. Jest to przypuszczalnie jednostka Obido-wej–S³opnic i podœcielaj¹ce j¹ molasowe jednostki grupy brze¿nej. Profil MT przecina tu byæ mo¿e strefê roz³amów biegn¹c¹ od Ruomberoku przez zachodni kraniec Tatr (uskok Proseènego)–Mszanê Doln¹ w kierunku na ¯egoci-nê–Tarnów. Dalej ku S (miêdzy Sieniaw¹ a Pieni¹¿kowica-mi) stwierdzono wydŸwigniêty blok wysokooporowych ska³. Po³udniowe zbocze bloku zanurza siê na S pod pie-niñski pas ska³kowy (ryc. 2), który na profilu jest widocz-ny do g³êb. ok. 20 km. Zapada on pod k¹tem ok. 60oku S
pod wysokooporowy blok Karpat wewnêtrznych.
Wnioski
Na omawianym odcinku Karpat Zachodnich wew-nêtrzne czêœci p³aszczowin œl¹skiej i dukielskiej s¹
repre-zentowane przez silnie zredukowan¹ strefê Stroñ i jednostkê grybowsk¹, le¿¹ce ponad jednostk¹ Obidowej– S³opnic–Mszany Dolnej czyli skolsk¹. Wszystkie te ele-menty zanurzaj¹ siê pod p³aszczowinê magursk¹, a g³êbiej pod jej sp¹gowe jurajsko-kredowe sukcesje, odk³ute i spiê-trzone w formie pieniñskiego pasa ska³kowego. Pas ten tnie skoœnie jednostki grupy menilitowo-kroœnieñskiej, czêœæ utworów tych jednostek mo¿e byæ wydŸwigniêta razem z utworami pasa. Przyk³adem mog¹ byæ mioceñski flisz i molasy przy pó³nocnej granicy pasa (Cieszkowski, 1992a, 1995), sukcesjia z³atniañska (Sikora, 1970) lub pstre margle i ³upki senonu–eocenu ³uski Maruszyny przy granicy po³udniowej (Birkenmajer, 1986). Uderzaj¹ce jest podobie-ñstwo utworów tej ³uski do sukcesji podœl¹skiej wêglowiec-kiej. W tym uk³adzie na ró¿nych odcinkach pieniñskiego pasa ska³kowego, a równie¿ na po³udnie od niego mog¹ byæ obec-ne wydŸwigniête z g³êbi utwory ró¿nych jednostek Karpat zewnêtrznych.
Molasowe jednostki grupy brze¿nej Karpat Wschod-nich (Stebnik, Boryslav–Pokuttia) mog¹ byæ obecne w pod³o¿u Karpat Zachodnich, podobnie jak jednostka skolska (OS) i towarzysz¹ce jej po rejon S³opnic przejawy roponoœnoœci.
Literatura
BADAKOWA M., LISZKOWA J. & NOWAK W. 1973 — Zagadnienie pozycji tzw. margli ¿egociñskich. Kwart. Geol., 17: 652–653. BALCER J. & KOSZARSKI L. 1992 — Pozycja geologiczna i mikro-fauna warstw z Szyd³owca i Gorzenia w Karpatach. Spraw. Pos. Kom. Nauk. PAN Oddz. w Krakowie, 34: 226–228.
BARAN U., JAWOR E. & JAWOR W. 1997 — Rozpoznanie geolo-giczne i wyniki prac poszukiwawczych za wêglowodorami w zachod-niej czêœci polskich Karpat. Prz. Geol., 45: 66–75.
BIRKENMAJER K. 1986 — Stages of structural evolution of the Pie-niny Klippen Belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 88: 7–32.
BIRKENMAJER K. & POPRAWA D. (red.) 1986 — Przew. 57 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Pieniny, 18–20 wrzeœnia 1986. Inst. Geol. Oddz. Karapcki, Kraków.
BIRKENMAJER K. 1985 (ed.) — Main Geotraverse of the Polish Car-pathians (Cracow–Zakopane). Guide to Exc. 2, Carpatho-Balcan. Geol. Assoc., 13th Congress, Cracow, Poland.
BURTAN J., PAUL Z. & WATYCHA L. 1978 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. Mszana Górna. Mapa i objaœnie-nia. Wyd. Geol.
BURTAN J., GOLONKA J., OSZCZYPKO N., PAUL Z. & ŒL¥CZKA A. 1981 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000, ark. Nowy S¹cz. Inst. Geol.
BURTAN J., CIESZKOWSKI M., MASTELLA L. & PAUL Z. 1992 — Okno tektoniczne Mszany Dolnej. [W:] Zuchiewicz W., Oszczypko N. (eds.), Przew. 63 Zjazdu Pol. Tow. Geol. Koninki: 76–80.
BURTAN J. 1978 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. Mszana Dolna. Mapa i objaœnienia. Wyd. Geol. CIESZKOWSKI M., ŒL¥CZKA A. & WDOWIARZ S. 1985 — New data on structure of the Flysch Carpathians. Prz. Geol., 33: 313–333. CIESZKOWSKI M. 1992a — Marine Miocene deposits near Nowy Targ, Magura Nappe, Flysch Carpathians (South Poland). Geol. Carpathica, 43: 339–346.
CIESZKOWSKI M. 1992b — Strefa Michalczowej — nowa jednostka strefy przedmagurskiej w Zachodnich Karpatach Fliszowych i jej geo-logiczne otoczenie. Kwart. AGH, Geologia, t. 18, z. 1–2: 125 pp. CIESZKOWSKI M. 1995 — Utwory morskiego miocenu w rejonie Nowego Targu i ich znaczenie dla okreœlenia czasu powstania œródgór-skiego zapadliska Kotliny Orawsko-Nowotarskiej. Zesz. Nauk. AGH Geol., Kwart., 21: 153–168.
GARECKA M. & MALATA T. 2001 (w druku) — Nanoplankton wapienny serii menilitowo-kroœnieñskiej (rejon na pó³noc od Leska). Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol.
GOLONKA J., BORYS£AWSKI A., PAUL Z. & RY£KO W. 1979 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000, ark. Bielsko-Bia³a. Inst. Geol. JASIONOWICZ J. & LISZKOWA J. 1975 — Wstêpne wyniki badañ osadów fliszowych z otworu Tokarnia IG-1. Kwart. Geol., 19: 491–492.
JASIONOWICZ J. & SZYMAKOWSKA F. 1963 — Próba wyjaœnienia genezy p³atów magurskich w okolicy Jas³a oraz p³ata podœl¹skiego z okolicy Wielopola Skrzyñskiego. Rocz. Pol. Tow. Geol., 33: 363–386. JAWOR E., JAWOR W. & KRUCZEK J. 1972 — Aktualne rozpozna-ne warunki nagromadzenia gazu ziemrozpozna-nego pod Karpatami na S od Bochni. Prz.Geol., 20: 554–561.
JAWOR W. & SIKORA W. 1979 — Jednostka Obidowej–S³opnic jako nowa jednostka tektoniczna polskich Karpat fliszowych. Kwart. Geol., 23: 499–501.
KLITYÑSKI W. & STEFANIUK M. 2000 — Wyniki interpretacji son-dowañ magnetotellurycznych w Karpatach Zachodnich. Mat. semin. pt. Wysokoczêstotliwoœciowe badania magnetotelluryczne w Polsce. Kraków, 6 kwiecieñ 2000. PGNiG GEONAFTA, PBG: 30–32. KOSZARSKI L. 1985 (ed.) — Geology of the Middle Carpathians and Carpathian Foredeep. Guide to Exc. 3. Carp.-Balkan Geol. Assoc., 13th Congress. Kraków, Poland.
KOSZARSKI L. 1992 — Olistostromowa natura ska³ek andrychow-skich w Karpatach. Spraw. Pos. Kom. Nauk. PAN Oddz. w Krakowie, 34: 217–220.
KSI¥¯KIEWICZ M. 1951 — Objaœnienia do mapy geologicznej Pol-ski, 1 : 50 000, ark. Wadowice. Pañstw. Inst. Geol.
KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 — Budowa geologiczna Polski. T. IV. Tek-tonika, cz. 3. Karpaty. Wyd. Geol.
MASTELLA L. 1988 — Budowa i ewolucja strukturalna okna tekto-nicznego Mszany Dolnej, polskie Karpaty Zewnêtrzne. Ann. Soc. Geol. Pol., 58: 53–174.
NEMÈOK M., NEMÈOK J., WOJTASZEK M., LUDHOVA L., KLECKER R. A., SERCOMBE W. J., COWARD M. P. & KEITH J. F. 2000 — Results of 2D Balancing along 20oand 21o30` Longitude and
Pseudo-3D in the Smilno Tectonic Window: Implications for Shorte-ning Mechanisms of the West Carpathian Accretionary Wedge. Geol. Carpathica, 51: 281–300.
NOWAK W. 1966 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1 : 50 000. ark. Wadowice. Wyd. Geol.
OLSZEWSKA B. 1973 — Dalsze wyniki badañ mikrofaunistycznych otworu wiertniczego Siekierczyna IG 1 w Karpatach. Kwart. Geol., 17: 644–645.
OSZCZYPKO N. 1997 — The Early–—Middle Miocene Carpathian peripheral foreland basin (Western Carpathians, Poland). Prz. Geol., 45: 1054–1063.
PAUL Z. & POPRAWA D. 1992 — Budowa geologiczna p³aszczowiny magurskiej w strefie przypieniñskiej w œwietle wyników badañ uzyska-nych z wiercenia Nowy Targ PIG1. Prz. Geol., 40: 404–409.
POLAK A. 1999 — Budowa geologiczna p³aszczowiny œl¹skiej w okolicy Skrzydlnej. Prz. Geol., 47: 753–763.
PO£TOWICZ S. 1974 — Wg³êbna tektonika brzegu Karpat w okolicy Tarnowa i Pilzna. Rocz. Pol. Tow. Geol., 44: 491–514.
PO£TOWICZ S. 1989 — Miocen w Trzebuni ko³o Myœlenic (Polskie Karpaty Zach.). Kwart. Geol., 33: 225–240.
PO£TOWICZ S. 1995 — Miocen pod³o¿a polskich Karpat Zachod-nich.Zesz. Nauk Geol. AGH, 21: 117–152.
POPRAWA D. & NEMOK J. (eds.) 1988–1989 — Geological Atlas of the Outer Carpathians and their Foreland. Pañstw. Inst. Geol. SIKORA W. 1970 — W sprawie transgresji eocenu w pieniñskim pasie ska³kowym Polski. Kwart. Geol., 14: 165–181.
SIKORA W. 1980 — Przekrój geologiczny Kraków–Zakopane, 1 : 50 000. Wyd. Geol.
S£OMKA T. 1995 — G³êbokomorska sedymentacja silikoklastyczna warstw godulskich Karpat. Pr. Geol. PAN w Krakowie, 139: 1–132. ŒL¥CZKA A. 1976 — Profil geologiczny otworu wiertniczego Sucha IG1. Kwart. Geol., 20: 958–959.
UNRUG R. 1963 — Warstwy istebniañskie — studium sedymentolo-giczne. Rocz. Pol. Tow. Geol., 33: 49–92.
WIESER T. 1985 — The Teschenite Formation and Other Evidences of Magmatic Activity in the Polish Flysch Carpathians and Their Geo-tectonic and Stratigraphic Significance. Guide to exc. 1, 13th Congress CBGA: 23–36, Cracow, Poland.
WÓJCIK A., SZYD£O A., MARCINIEC P. & NESCIERUK P. 1999 — Sfa³dowany miocen rejonu andrychowskiego — nowa jednostka tektoniczna. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 231–248.
ZUCHIEWICZ W. & OSZCZYPKO N. (eds.) 1992 — Przew. 63 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Koninki. Wyd. ING PAN, Kraków.
¯YTKO K. 1999a — Korelacja g³ównych strukturalnych jednostek Kar-pat Zachodnich i Wschodnich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 135–164. ¯YTKO K. 1999b — Symetryczny uk³ad póŸnoalpejskich rysów pod³o¿a pó³nocnyvh Karpat oraz ich przedpola i zagórza; szew orogenu i kratonu. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 165–194,
¯YTKO K. & MALATA T. 2001 — Paleogeograficzna pozycja fliszu jednostki Obidowej–S³opnic w basenie Karpat zewnêtrznych. Prz. Geol., 49: 425–430.
