Znaczenie przep³ywów hiperpyknalnych i klinoform deltowych dla interpretacji
sedymentologicznych formacji z Machowa
(miocen zapadliska przedkarpackiego)
Szczepan J. Porêbski*, Micha³ Warcho³*
Hyperpycnal flows and deltaic clinoforms — implications for sedimentological interpre-tations of late Middle Miocene fill in the Carpathian Foredeep Basin. Prz. Geol., 54: 421–429.
S u m m a r y. The Middle to early Upper Miocene Machów Formation represents the youngest and little to non-deformed increment in the Carpathian Foredeep Basin that was initiated dur-ing the Paleocene in response to thrust loaddur-ing of the North European craton. The onset of the Machów Formation was associated with the late Badenian (late Middle Miocene) flexural sub-sidence (ca 12.5 Ma BP) that resulted in underfilled-basin conditions recorded in the emplace-ment of submarine fans and shelf-margin deltas, up to 400 m in relief. These systems were fed from the south by a net of small, suspended-load dominated rivers, which resulted in the strongly heterolithic nature of the basin infill. There is a striking absence of large-scale traction structures, and thick sandstone/mudstone packages intercalated with thick-bedded massive sandstones provide evidence of deposition mainly from sustained turbidity currents typified by oscillations in velocity and sediment concentration within a flow. The evidence in both submarine-fan and delta-front deposits includes the abundance of climbing ripples, thick flat-laminated intervals within the otherwise massive thick-bedded sandstones, and inverse to pensymmetrical grading associ-ated with a succession of structural divisions, which departs from that generassoci-ated by harmonic energy dissipation typical for surge-type (semi-constant volume) turbidity currents. This evidence is interpreted to reflect deposition mainly from hyperpycnal flows, whose oscillatory behaviour reflected chiefly changing flood stages in the sourcing fluvial flow. The inferred semi-permanent flow feeding is also supported by the very high sedimentation rate (locally up to 24 cm/a) of the Machów Formation. Four clinoform types have been distinguished in the formation. Type 1 is most common and corresponds to platform (“shallow-water”) deltas of subseismic scale. The remaining three are shelf-margin (“deepwater”) deltas. The latter types differ one form another in the height and internal structure of clinoforms, as well as in the degree of downdip segregation of sand that either dominates in slope increments (type 2), forms shingled clinoform toes (type 3), or is concentrated in basin-floor fans in the front of a muddy clinoform slope. The basinward sand segregation is facilitated by the dissection of a clinoform’s top during the maximum fall in relative sea level and by long slopes that ease the trans-formation of hyperpycnal flows into high-efficiency turbidity currents. Numerous internal onlap unconformities make the shelf-margin deltas interesting targets for hydrocarbon search in stratigraphic traps. The identified type 4 clinoforms, up to 200 m high, in the Quinqueloculina reusii zone point to a major deepening in the upper part of the Machów Formation. This suggests a rise in flexural accommodation at ca 11 Ma BP, and contradicts the common view on uniform upward-shallowing throughout the formation.
Key words: Carpathian Foredeep, Miocene, hyperpycnal flow, shelf-margin delta
Mioceñskie osady zapadliska przedkarpackiego s¹ tradycyjnie interpretowane jako molasowe (p³ytko-morsko-l¹dowe) wype³nienie peryferycznego basenu przedgórskiego i tak rozumiany basen przedgórski (fleksu-ralny) jest przeciwieñstwem g³êbokowodnych basenów Karpat fliszowych. Schy³ek sedymentacji fliszowej w Kar-patach zewnêtrznych, jak równie¿ pocz¹tek ugiêcia fleksu-ralnego pod³o¿a zapadliska przedkarpackiego, s¹ datowane na ottnang (Oszczypko i in., 2005). Jednak modelowaniea subsydencji tektonicznej w basenach Kar-pat zewnêtrznych wskazuje, ¿e przejœcie od subsydencji postryftowej (termicznej) do fleksuralnej jest datowane na paleocen (Oszczypko, 1999; Poprawa i in., 2002), co odpo-wiada hiatusowi zwi¹zanemu ze sp¹gow¹ niezgodnoœci¹ sukcesji molasowej w perykratonicznej czêœci zapadliska przedkarpackiego (por. Moryc, 1995). Zatem mo¿na s¹dziæ, i¿ zapadlisko przedkarpackie reprezentuje koñco-we, lokalnie zdeformowane stadium rozwoju karpackiego rowu przedgórskiego, którego elementem jest flisz siliko-klastyczny. Rów ten, co najmniej od paleocenu rozwija³ siê
diachronicznie na platformowym przedpolu uginanym stopniowo przez migruj¹cy pas fa³dowo-nasuwczy.
G³êbokoœæ s³upa wody i po³o¿enie linii brzegowej s¹ zale¿ne od relacji pomiêdzy stop¹ sedymentacji (S) a tem-pem powstawaniai pojemnoœci akomodacyjnej (A). Wcze-sne fazy obci¹¿enia fleksuralnego zwykle prowadz¹ do warunków A>S w basenie przedgórskim (Heller i in., 1988), szczególnie wtedy, gdy obci¹¿ana jest pierwotnie ekstensyjnie œcieniona litosfera (Allen i in., 1986; por. te¿ Poprawa i in., 2002). W takich warunkach basen nie mo¿e byæ ca³kowicie wype³niony osadem, a jego spektrum facjalne jest wskaŸnikowe dla paleobatymetrii >200 m (Sinclair, 1997). Stratygraficznym odzwierciedleniem epi-zodu subsydencji fleksuralnej jest na ogó³ agradacyjne spiêtrzenie facji gruboklastycznych przy konwergentej granicy basenu i rozwój niezgodnoœci na kratonicznym wyniesieniu fleksury, a nastêpnie wzmo¿ona progradacja facji brze¿nych ku centrum basenu, towarzysz¹ca zmniej-szaj¹cemu siê przyrostowi tektonicznej akomodacji (Cant & Stockmal, 1989). Tendencja S›A odzwierciedla przejœcie od fliszu do molasy obserwowane w wielu basenach przed-górskich, gdzie izostatyczne wypiêtrzanie i towarzysz¹ce temu erozyjne odci¹¿anie orogenu prowadzi do wzrostu dostawy materia³u klastycznego na przedgórze podle-*Instytut Nauk Geologicznych PAN, Oœrodek Badawczy w
Krakowie, ul. Senacka 1, 31-002 Kraków;
ndporebs@cyf-kr.edu.pl; ndwarcho@cyf-kr.edu.pl S. J. Porêbski M. Warcho³
gaj¹ce zmniejszaj¹cemu siê uginaniu (np. Allen i in., 1986; Ettensohn, 1994).
Oszczypko (1998, 1999) wyró¿ni³ dwie fazy subsy-dencji tektonicznej w zapadlisku przedkarpackim przypa-daj¹ce na póŸny karpat–wczesny baden (16 ma) i póŸny baden (13–12 ma), z których co najmniej m³odsza faza zaznaczy³a siê pog³êbieniem dna do g³êbokoœci górnego batia³u. Wskazuje na to obecnoœæ sto¿ków
pod-morskich (Maksym i in., 1997) oraz deltowo-szel-fowych klinoform depozycyjnych o reliefie kilkuset metrów (Krzywiec, 1997; Porêbski, 1999) rozwiniêtych wzd³u¿ konwergentnej granicy zapa-dliska w obrêbie warstw chodenickich i grabo-wieckich. Klinoformy o skali sejsmicznej zosta³y stwierdzone tak¿e w osadach górnej czêœci sukcesji nadewaporatowej na pó³noc od Rzeszowa (Raczy-ñska i in., 2003; Pietsch i in., 2005), co wskazuje, i¿ nietypowe dla póŸnej molasy warunki A > S poja-wia³y siê okresowo równie¿ w trakcie koñcowych stadiów wype³niania zapadliska (zob. te¿ Krzy-wiec, 2001; Oszczypko i in., 2005). W niniejszej pracy koncentrujemy siê na znaczeniu klinoform deltowych i roli przep³ywów hiperpyknalnych dla interpretacji facjalno-stratygraficznych sukcesji nadewaporatowej.
Formacja z Machowa
W badanym obszarze wschodniej czêœci zapa-dliska (ryc. 1) sukcesja nadewaporatowa jest zbu-dowana z mu³owców i piaskowców wyró¿nianych jako formacja z Machowa (Alexandrowicz i in., 1982; zob. te¿ Jasionowski, 1997) o wieku póŸny baden–(?)panon (Olszewska, 1999). Utwory te kontaktuj¹ w sp¹gu z ewaporatami formacji bocheñskiej (sensu Kuciñski, 1982) zaliczanych do zony NN6 póŸnego badenu (Dudziak & £aptaœ, 1991; Peryt, 1999; ryc. 2). Kontakt ten jest opisy-wany jako regionalna niezgodnoœæ k¹towa
(Krzy-wiec, 1997, s. 1045; Oszczypko i in., 2005, s. 325) pomimo, ¿e na profilach sejsmicznych zaznacza siê zespo³em wykli-nowañ zstêpuj¹cych odzwierciedlaj¹cych dystalne (pó³nocne) koñce klinoform rozwiniêtych w skali ca³ej for-macji (zob. liczne przyk³ady [W:] Krzywiec, 2001). Ponie-wa¿ immanentn¹ cech¹ ewolucji klinoformy jest przewaga frontalnej progradacji, obserwowane wyklinowania odzwierciedlaj¹ tendencje do kondensacji stratygraficznej wskutek zmniejszaj¹cej siê dystalnie iloœci dostarczanego materia³u (Porêbski, 1999). Wniosek ten znajduje potwier-dzenie w obfitoœci planktonu i koncentracji fosforanowych elementów szkieletowych w ogniwie i³ów spirialisowych
niezdeformowane undeformed zdeformowane involved in thrusts nasuniêcia thrust front osady miocenu Miocene deposits 0 10 20km
K a r p a t y z e w n t ê r z n e
O u t e r C a r p a t h i a n s
p l a t f o r m o w e p r z e d g ó r z e
c r a t o n a l f o r e l a n d
Cieszyn £añcut Bochnia Lubaczów Kraków Rzeszów Tarnów Bielsko-Bia³a Katowice Tarnobrzeg Przemyœl C Z E C H Y C Z E C H R E P. UK RA IN A UK RA IN E P O L S K A P O L A N D na sfa³dowanym pod³o¿u in thrust-top basinsformacja bocheñska (ewaporaty) Bochnia Formation (evaporites)
Kraków-Bochnia BADEN BADENIAN SARMA T SARMA TIAN Uvigerina costai Velapertina indigena Anomalinoides dividens Hanzawaia crassiseptata Neobulimina longa NN6 NN5 NN7 NN9a/8 Elphidium hauerinum Quinqueloculina reussi ? Porosononion granosum £añcut-Lubaczów warstwy grabowieckie Grabowiec Beds warstwy chodenickie Chodenice Beds kondensacja stratigraphic condensation kondensacja stratigraphic condensation ? formacja z Machowa Machów Formation pb pd
Ryc. 2. Stratygrafia sukcesji nadewaporatowej we wschodniej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego (Czepiec, 1996; Dziadzio, 1999; Olszewska, 1999; Oszczypko i in., 2005). pb — piaski bogucickie; pd — piaskowiec dzikowski
Fig. 2. Stratigraphy of supraevaporite succession in the eastern part of the Carpathian Foredeep Basin (based on Czepiec, 1996; Dziadzio, 1999; Olszewska, 1999; Oszczypko i in., 2005). Pb — Bogucice Sands; pd — Dzi-ków Sandstone
Ryc. 1. Mapa lokalizacyjna obszarów badawczych
Fig. 1. Map showing the location of studied areas (dashed rectangles)
tuf MFS3 SB3 MFS2 SB2 MFS1 MFS0 SB1 SB6 MFS5 MFS5 Trg-2 St-2
Pu-10 Pu-8 Ba-1 Ga-1 Maj-1 Bog-3
Krz-2 St-D Pu-6 Db-3 SB4 SB5 1 2 2 3 3 1 1 1 ca. 5km
SW-NE
100 m pod³o¿e mezozoiczne Mesozoic basementewaporaty formacji bocheñskiej
evaporates of Bochnia Formation
mu³owce
mudstones
heterolity czo³a delty
delta front heteroliths
piaskowce i heterolity deltowych nasypów przyujœciowych
mouth-bar sandstones and heteroliths
prawdopodobne wype³nienia korytowe
probable channel fills
potencjalne osady transgresywne
transgressive deposits
grubo³awicowe piaskowce (hyperpyknity)
thick-bedded sandstones (hyperpycnites)
PG PG PG PG PG PG PG PG PG PG PG PG PG –gamma naturalne gamma ray .
Ryc.3. Przekrój korelacyjny przez formacjê z Machowa w rejonie Kraków–Bochnia, przedstawiaj¹cy sekwencje depozycyjne i typy klinoform deltowych (numery w kwadratach). 1— pod³o¿e mezozoiczne; 2 — ewaporaty formacji bocheñskiej; 3 — mu³owce; 4 — heterolity czo³a delty; 5 — piaskowce i heterolity deltowych nasypów przyujœciowych; 6 — prawdopodobne wype³nienia korytowe; 7 — potencjalne osady transgresywne; 8 — grubo³awicowe piaskowce (hyperpyknity); SB — granice sekwencji depozycyjnych; MFS — powierzchnie maksimum transgresji
Fig. 3. Downdip correlations through the Machów Formation in the Kraków–Bochnia area, showing the depositional sequences and clinoform types (numbers in squares). 1 — Mesozoic basement; 2 — evaporates of Bochnia Formation; 3 — mudstones; 4 — delta front heteroliths, 5 — mouth–bar sandstones and heteroliths; 6 — probable channel fills; 7 — transgressive deposits; 8 — thick-bed-ded sandstones (hyperpycnites); SB — sequence boundary; MFS — maximum transgression surface
(m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000 2100 2200 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000 2100 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 (m) 100 200 300 400 500 600 700 800 900 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10GR10 0 150 EN16 -10SP10 0 200 E16N -10GR10 0 150 E16N -10GR10 0 150 E16N -10GR10 0 150 E16N -10GR10 0 150 E16N -10GR10 0 150 E16N -10GR10 0 150 E16N -10GR10 0 150 E16N -10GR10 0 150 GR 0 150 Trzb-3Ter-4 Stb-3 Pog-1 W¯-8 BK-2 Wg-1 KR-2 Molod-1 Dob-4 Cew-4 Uszk-14 Dzi-4Dzi-13 Uszk-12
Lubl-7 Glog-1 ChDeb-2 GrodzD-1 Lubl-5 048km Rzeszów Le¿ajsk Jaros³aw Lubaczów £añcut Ter-4 Stb-3 W¯-8 Wg-1 Molod-1
Dob-4 Uszk-14 Dzi-4 Dzi-13 Dzi-17 Uszk-12 Lubl-7
Glog-1 ChDeb-2 GrodzG-1 Lubl-5 Pog-1 KR-2 Cew-4 Trzb-3 pod³o¿e miocenu Miocene substratum wysokostanowy highstand transgresywny i wysokostanowy transgressive & highstand transgresywny i wysokostanowy transgressive & highstand wymuszonej regresji i niskostanowy falling-stage & lowstand
ewaporyty evaporites piaskowiec dzikowski Dzików Sandstone ci¹gi systemowe depositional systems tracts sarm at baden Porosonion granosum Quinqueloculina reussi Anomalinoides dividens Sarmatian Badenian
Ryc. 4. Interpretacja ci¹gów systemów depozycyjnych w formacji z Machowa w obszarze £añcut–Lubaczów (zonacja biostratygraficzna wg: Dziadzio, 1999)
Fig. 4. Correlation-dip section through the Machów Formation, showing the inferred distribution of depositional systems tracts (biozona-tion after Dziadzio, 1999
przykrywaj¹cym ewaporaty w znacznej czêœci zapadliska (Jasionowski i in., 2004). Mi¹¿szoœæ formacji machow-skiej wzrasta w kierunku orogenu, z lokalnymi maksimami do 3,5 km w strefach rowów ekstensyjnych (rów Wielkich Oczu — Ney i in., 1974) oraz paleodolinach zwi¹zanych ze sp¹gow¹ niezgodnoœci¹ fleksuraln¹ zapadliska. W obsza-rze badañ, udzia³ mi¹¿szych, wyraŸnie
zindywidualizowa-nych piasków jest wysoki (ryc. 2), co uzasadnia potrzebê bardziej szczegó³owego podzia³u omawianej formacji (Jasionowski, 1997).
Granica baden/sarmat. Granica ta (sp¹g zony Ano -malinoides dividens) w obszarze krakowsko-bocheñskim
ma charakter erozyjny w sp¹gu piasków bogucickich (Skoczylas-Ciszewska & Kolasa, 1959) stanowi¹cych bazalne ogniwo warstw grabowieckich; w kierunku po³udniowym przechodzi ona w niezgodnoœæ k¹tow¹ z podœcielaj¹cym fliszem (Garlicki, 1968), a ku centrum basenu w korelatywn¹ zgodnoœæ (Porêbski & Oszczypko, 1999). W rejonie wyniesienia Markowice–Lubliniec oraz zrêbu Ryszkowej Woli w NE czêœci zapadliska kontakt baden/sarmat zaznacza siê niezgodnoœci¹ k¹tow¹ (Porêbski i in., 2000), która po³o¿ona jest w bliskiej odleg³oœci od stropu poziomu ewaporatowego i wykazuje lokalnie ozna-ki ekspozycji subaeralnej, a ku centrum rowu Wielozna-kich Oczu przechodzi w kontakt zgodny (Dziadzio, 1999). W rejonie Dzików–Uszkowce wspomnianego wyniesienia, niezgodnoœæ ta przykryta jest grubo³awicowymi arenitami kwarcowymi pochodzenia platformowego, wyró¿nionymi jako piaskowiec dzikowski (Paszkowski & Kusiak, 2000) i wykazuj¹cymi transgresywne (wstêpuj¹ce) zaleganie w kierunku NE na sp¹gowej niezgodnoœci sarmatu, uwidocz-niaj¹cej siê tak¿e w zapisie sejsmicznym (Frankowicz i in., 2005). Niezgodnoœæ ta odzwierciedla aktywnoœæ ruchów dyferencjalnych wzd³u¿ zarówno po³udniowej granicy basenu, jak i starych nieci¹g³oœci usytuowanych w pó³noc-nej czêœci pod³o¿a zapadliska; efektem tego by³a wzmo¿ona subsydencja w rowie Wielkich Oczu we wcze-snej czêœci zony Anomalinoides dividens (Dziadzio, 1999). Wspomniana aktywnoœæ mo¿e byæ przejawem epizodu fleksuralnego obci¹¿ania lub ekstensji platformowego pod³o¿a (por. Krzywiec, 2001). Opieraj¹c siê na powy¿-szym jest prawdopodobne, i¿ brak osadów ewaporatowych w obszarze „wyspy rzeszowskiej” jest, co najmniej w czê-œci, efektem erozji wczesnosarmackiej (ale zob. Karnkow-ski & OzimkowKarnkow-ski, 2001).
Œrodowisko i cyklicznoœæ sedymentacji. W obszarze badañ formacja z Machowa ma trójdzieln¹ budowê (Myœli-wiec, 2004), w której: (I) agradacyjny kompleks sto¿ków podmorskich i pelitów basenowych (Maksym i in., 1997), przykryty jest (II) kompleksem deltowym (Dziadzio, 1999, 2000; Porêbski i in., 2000), przechodz¹cym ku górze w (III) osady p³ytkiego morza i os³oniêtych zatok (Dziadzio, 2000). Granice miedzy kompleksami s¹ zapewne facjalne (diachroniczne).
Badanie cyklicznoœci w formacji z Machowa, przy zastosowaniu metodologii stratygrafii sekwencji jak dotychczas zaowocowa³o niepe³nymi podzia³ami na sekwencje genetyczne (Porêbski i in., 1999) lub sekwencje depozycyjne (Dziadzio, 1999, 2000; Porêbski i in., 2003; ryc. 3, 4). Wad¹ tych podzia³ów jest ich lokalny charakter oraz niedostateczne dane biostratygraficzne i ograniczone rozpoznanie facjalne, wynikaj¹ce w czêœci z fragmenta-rycznego rdzeniowania. Potencjalne horyzonty kondensa-cji i maksymalnego pog³êbienia zosta³y skorelowane z lokalnymi zonami biostratygraficznymi Kirchnera (1956)
0,004 0,06 0,125 0,25 0,5 1 gruboœæ ziarna grain size 1414 1415 1416 1417 1421 1420 1419 1418 A A A A A C C B C C C C C C D D D C laminacja pozioma horizontal lamination kontorcje contortions laminacja niskok¹towa low-angle cross-lamination laminacja riplemarkowa ripple cross-lamination riplemarki wstêpuj¹ce
climbing ripples zwêglony detrytus roœlinnycoalified plant detritus
klasty mu³owe mud clasts konwolucje convolutions mikropogr¹zy micro-load casts (m)
Ryc. 5. Przyk³ad nastêpstwa facjalnego (A–D) z wiercenia Pali-kówka–3. Nastêpstwo tekstur i struktur w grubo³awicowym pia-skowcu (fotografia) dokumentuje depozycjê w warunkach wzrostu, a nastêpnie oscylacyjnego spadku energii pr¹du zawie-sionowego. Skala = 20 cm
Fig. 5. Example of small-scale facies stacking in well Palików-ka–3. The thick–bedded sandstone (photograph) shows deposition from sustained, waxing and subsequently oscillatory waning turbi-dity current. Scale = 20 cm
w obszarze krakowsko-bocheñskim, a podobna korelacja jest w toku dla obszaru £añcut–Lubaczów.
Rola przep³ywów hiperpyknalnych
Pod wzglêdem objêtoœciowym w zbadanym materiale rdzeniowym (sumarycznie ok. 1500 m rdzenia) z komplek-su I i II przewa¿aj¹ facje heterolitowe zbudowane z prze-warstwieñ piaskowca i mu³owca o mi¹¿szoœci od 1 do kilku metrów (ryc. 5), wykazuj¹cych zespó³ struktur sedymenta-cyjnych wskaŸnikowych dla depozycji z zawiesiny o ró¿-nym stopniu koncentracji, zmienró¿-nym udziale procesów trakcyjnych i odrêbnych wzorach wygaszania energii medium depozycyjnego.
(A) Suspensat hemipelagiczny. Ciemnoszare, masywne i subtelnie laminowane mu³owce z mikropo-gr¹zami reprezentuj¹ osady skrajnie rozcieñczonych pr¹dów zawiesinowych i „pióropuszy” zawiesinowych (ang. suspension plumes). Rzadkoœæ bioturbacji oraz mikropogr¹zy w laminach py³owca wskazuj¹ na bardzo
wysokie tempo depozycji mu³u i zarazem na wzglêdnie niski udzia³ depozycji z suspensji pela-gicznej.
(B) Klasyczne turbidyty. Facja ta jest reprezentowana przez ³awice piaskowca frakcjonowane-go wykazuj¹ce erozyjno-po-grzêŸniête sp¹gi, gradacyjne lub ostre stropy z czêsto
zachowany-mi formami riplemarków
pr¹dowych oraz interwa³ masyw-ny (Ta), laminacjê horyzontaln¹ (Tb), riplemarkow¹ (Tc), czêsto z konwolucjami i laminowany py³em mu³owiec (Td). Te inter-wa³y strukturalne wystêpuj¹ w pionowych nastêpstwach odpo-wiadaj¹cych czêœciom lub ca³ej sekwencji turbidytu Boumy (ryc. 6C), a zatem s¹ typowe dla depo-zycji ze zwalniaj¹cych pr¹dów zawiesinowych o niskiej koncen-tracji.
(C) Cienko³awicowy hete-rolit. Facja ta sk³ada siê rytmicz-nych przewarstwieñ piaskowca, py³owca i mu³owca, wykazuj¹cych pe³ny zakres warstwowañ heteroli-towych (soczewkowe, faliste, smu¿yste). £awice piaskowca maj¹ erozyjne lub gradacyjne sp¹gi, interwa³y z normaln¹, odwrócon¹ lub pensymetryczn¹ gradacj¹ ziarna, laminacjê hory-zontaln¹ i riplemarkow¹ czêsto typu wstêpuj¹cego (ryc. 6). Powszechne s¹ pogr¹zy, œlady œród³awicowej erozji i konwolu-cje. W przewarstwieniach mu³owcowych spotyka siê nie-kiedy drobne, ptygmatycznie sfa³dowane dajki piaszczyste, najprawdopodobniej o synerezyjnej genezie. Interwa³y strukturalne ³awic odpowiadaj¹ cz³onom turbi-dytu Boumy, ale obserwowane nastêpstwa czêsto odzwier-ciedlaj¹ depozycjê w warunkach oscylacyjnego wygaszania energii przep³ywu. Przejawem tego s¹ m.in.: (1) wielokrotne nastêpstwa Ta i Tb lub Tb i Tc w ³awicy (ryc.6A) z normaln¹ gradacj¹ przy stropie, (2) stopniowe przejœcie w górê od Td do Tb i Tc w pensymetrycznie frakcjonowanej ³awicy (ryc. 6B), (3) wzrost k¹ta wspinania grzbietów riplemarków w laminacji wstêpuj¹cej z przejœ-ciem ku górze w laminacjê poziom¹ (ryc. 6D), a nastêpnie normalna gradacja ziarna w przykrywaj¹cym nastêpstwie Tcd lub Tabc, a tak¿e czêsto erozyjne stropy ³awic pia-skowca pod nadleg³ym mu³owcem (ryc. 6D).
(D) Grubo³awicowy piaskowiec. Facja ta obejmuje piaskowce drobno- i œrednioziarniste, lokalnie zlepieñco-wate, tworz¹ce ³awice o mi¹¿szoœci 0,5–2 m, ostrym sp¹gu i stropie, zdominowane przez interwa³y masywne (bez
A D Tc Ta Tc Tc Tc Tc Tc Tc Tc Tc Te Te Te LA Tb Tb Tb Tb Tb K RW MO MO MO MO RW B Ta Td Tb Tb E C Ta Tc Te Tb
Ryc. 6. Przyk³ady nastêpstw strukturalno-teksturalnych w z³o¿onych ³awicach piaszczy-sto-py³owych (facja C), dokumentuj¹ce oscylacyjny przebieg depozycji z trakcji i suspensji w wyniku fluktuacji w prêdkoœci pr¹du i koncentracji materia³u dostarczanego do dna, interpreto-wane jako osady przep³ywów hiperpyknalnych. Strza³ki wskazuj¹ wzrost prêdkoœci i koncentra-cji materia³u klastycznego w zawiesinie. Tabcd — cz³ony turbidytu Boumy; MO — materia organiczna; RW — riplemarki wstêpuj¹ce; K — konwolucje; LA — laminacja niskok¹towa. Rdzenie z wierceñ: A — Jasionka–6, g³êbokoœæ ~ 999,5 m; B — Dzików–18, g³êbokoœæ ~695 m; C — Malawa–3, g³êbokoœæ ~ 2295 m; D — Terliczka–3A, g³êbokoœæ ~ 1061,5 m. Skala = 10 cm
Fig. 6. Examples of structural divisions in composite sandstone–siltstone beds (facies C), illu-strating alternations in traction and suspension fallout, which were induced by fluctuating flow behaviour attributable to hyperpycnal flows. Arrows show increasing velocity and/or suspen-ded–matter concentrations. Tabcd — Bouma turbidite divisions; MO — clots of coalified orga-nic matter; RW — climbing ripples; K — convolutions; LA — low–angle lamination. Cores from wells: A — Jasionka–6, depth ~ 999.5 m; B — Dzików–18, depth ~695 m; C — Malawa–3, depth ~ 2295 m; D — Terliczka–3A, depth ~ 1061.5 m. Scale = 10 cm
struktur sedymentacyjnych). Interwa³y s¹ warstwowane na ogó³ nieostre, wykazuj¹ gradacyjne granice i laminacjê subhoryzontaln¹ (ryc. 5), miejscami typu „dywanu trakcyj-nego”, laminacjê riplemarkow¹; rzadkie jest warstwowa-nie przek¹tne w wiêkszej skali (5–15 cm), i lokalne struktury ucieczki wody. S¹ to osady grawitacyjnych sp³ywów g³ównie o reologii pr¹du zawiesinowego kiej gêstoœci, które rozwija³y warstwê przydenn¹ o
wyso-kiej koncentracji i wyt³umionej turbulencji oraz cechowa³y siê czasowymi fluktuacjami w kon-centracji niesionego materia³u.
Interpretacja. Powy¿sze facje reprezentuj¹ elementy skrajne w kontinuum produktów epizodycznej dostawy materia³u piaszczystego do œrodowiska depozycji mu³u, po³o¿onego na ogó³ poni¿ej podstawy falowania. Powszechnoœæ obserwowanych efektów fluktuacji w koncentracji i prêdkoœci mediów depozycyj-nych wskazuje na zwi¹zek tych ostatnich z ujœciami rzek, gdzie g³ównym mechanizmem trans-portu materia³u klastycznego s¹ przypowierzchniowe, œródko-lumnowe i przydenne przep³ywy zawiesiny (Bates, 1953). Przep³yw hiperpyknalny jest przydennym pr¹dem gêstoœcio-wym generowanym w warunkach powodziowych, gdy obci¹¿one osadem wody rzeczne maj¹ gêstoœæ wiêksz¹ od wód zbiorni-ka, do którego wkraczaj¹. Wiêk-szoœæ wspó³czesnych rzek jest
zdolna do generowania
przep³ywów hiperpyknalnych (Mulder i in., 2003), nawet z roczn¹ periodycznoœci¹ (Parsons i in., 2003). Osady takich przep³ywów (hiperpyk-nity) mog¹ stanowiæ 70% osadów deponowanych na przedpolu delt, szczególnie zwi¹zanych z ma³ymi rzekami transportuj¹cymi materia³ osadowy g³ównie w zawiesinie i drenuj¹cych obszary górskie (Mulder & Syvitsky, 1995). Trzeba jednak zaznaczyæ, ¿e rozpoznanie piaszczystych
60000,000 -60000,000 40000,000 20000,000 0,000 -20000,000 -40000,000 Amplituda: Amplitude: 0 4000 8000m kierunek progradacji direction of progradation
®
Ryc. 8. Mapa czasowa horyzontu 0,426 s obrazuj¹ca intersekcyjne œlady przyrostów klinformy pokazanej na ryc. 7, dokumentuj¹ce progradacjê w kierunku NE (strza³ki)Fig. 8. Time slice at 0.426 sec, sho-wing the intersection lines of slope increments documenting the northe-astward progradation (arrows) of the clinoforms imaged on fig. 7
SW-NE 73 80 86 94 101 108 114 121 128 135 142 148 155 163 169 176 183 189 197 203 210 217 223 231 237 244 251 258 264 271 278 285 292 299 306 313 320 327 333 340 347 354 361 368 374 382 389 395 402 409 416 423 429 437 443 450 457 463 470 477 484 491 497 504 511 518 525 531 539 545 553 560 125 134 142 150 159 168 177 185 193 202 211 219 227 236 245 253 261 270 278 287 295 303 312 320 329 337 345 354 362 371 380 387 397 405 414 422 431 439 448 456 464 474 482 491 499 507 516 525 533 541 550 559 567 575 584 592 601 609 617 626 634 643 651 660 668 677 685 694 702 711 719 728 737 XL 0,00 0,50 0,50 WÊGLISKA-1 K¥TY RAKSZAWSKIE-1 360 368 378 387 396 405 414 424 433 442 451 460 470 479 488 497 506 516 525 535 543 553 562 571 580 589 599 608 617 626 635 645 654 663 672 682 690 700 709 719 728 737 746 755 764 773 782 792 801 810 819 828 350 czas po dwójnego pr zebiegu (s) two-way travel time (s) czas podwójnego pr zebiegu (s) two-way travel time (s)
Ryc. 7. Przekrój sejsmiczny przez otwór Wêgliska–1, obrazuj¹cy geometriê i erozyjne rozciêcie klinoformy typu 4 oraz ma³ego sto¿ka na jej przedpolu, uwidaczniaj¹ce siê dobrze na profilu równoleg³ym przez otwór K¹ty Rakszawskie–1. op — wyklinowanie wstêpuj¹ce; dp — wykli-nowanie zstêpuj¹ce; tp — œciêcie stropowe
Fig. 7. Seismic dip section through well Wêgliska–1, showing the erosional dissection at top of type 4 clinoforms and the presence of small basin–floor fan that is recognizable on parallel sec-tion through well Katy Rakszawskie–1. op — onlap; dp — downlap; tp — toplap truncasec-tion
(Plink-Björklund & Steel, 2004) i heterolitowych (Nemec, 1995) hiperpyknitów w zapisie kopalnym znajduje siê ci¹gle w stadium pocz¹tkowym.
W odró¿nieniu od klasycznych, epizodycznych pr¹dów zawiesinowych o ogólnie skoñczonej objêtoœci inicjalnie w³¹czonego w sp³yw materia³u klastycznego, przep³ywy hiperpyknalne mog¹ trwaæ stosunkowo d³ugo (wiele dni lub tygodni) i podlegaæ wielokrotnym transformacjom hydrodynamicznym w zwi¹zku z zasilaniem z quasi-per-manentnego Ÿród³a, jaki stanowi¹ wody powodziowe pod-legaj¹ce fluktuacjom w objêtoœci i koncentracji niesionego materia³u. Interpretacje turbidytów na sk³onach deltowych opieraj¹ siê na modelowej ³awicy Boumy, a wszelkie odstêpstwa od modelu s¹ czêsto uwa¿ane za produkt amal-gamacji odrêbnych wydarzeñ turbidytowych. Obserwacje rdzeni wskazuj¹, i¿ odstêpstwa od ³awicy modelowej s¹ powszechne w formacji z Machowa. Dokumentuj¹ one oscylacyjne wygaszanie energii mniej lub bardziej d³ugo-trwa³ych pr¹dów zawiesinowych, których immanentn¹ cech¹ by³y fluktuacje w prêdkoœci i gêstoœci, podobne jak te obserwowane w przep³ywach hiperpyknalnych.
Piaszczyste hiperpyknity udokumentowane na sk³onach eoceñskich delt krawêdziowych Spitsbergenu (Plink-Björklund & Steel, 2004) wykazuj¹ stosunkowo niski zasiêg lateralny (oko³o kilku km), podobnie jak ma to miejsce w badeñskiej delcie krawêdziowej rejonu Boch-nia–Kraków (Porêbski i in., 2003). Wiadomo jednak, ¿e na odpowiednio d³ugim sk³onie przep³yw hiperpyknalny ero-duje pod³o¿e, a wynikaj¹cy z tego wzrost gêstoœci i prêdko-œci mo¿e spowodowaæ oderwanie czo³a przep³ywu i uformowanie pr¹du zawiesinowego o wysokiej wydajno-œci (Garcia & Parker, 1993). Nasze obserwacje — chocia¿ fragmentaryczne — wskazuj¹, i¿ kompleks badeñskich sto¿ków podmorskich obok amalgamatów facji D i B zawiera mi¹¿sze interwa³y zbudowane z facji C. Stanowi to mocn¹ przes³ankê do wniosku o rzeczno-deltowym zasila-niu sto¿ków. Rozk³ad sto¿ków dokumentuje punktowe Ÿród³a zasilania rozmieszczone w odleg³oœciach ok. 10–12 km wzd³u¿ dzisiejszego brzegu Karpat (Maksym i in., 1997), co stanowi przybli¿enie gêstoœci rozk³adu rzecz-nych koryt rozprowadzaj¹cych uchodz¹cych do basenu od po³udnia. Za³o¿enia o quasi-permanentnym zasilaniu przep³ywów zawiesinowych jest równie¿ zgodne z bardzo wysokim tempem akrecji, ok. 24 cm/rok w rowie Wielkich Oczu (Oszczypko, 1998, 1999), co jest trudne do wyt³uma-czenia, gdyby jedynym mechanizmem inicjuj¹cym pr¹dy zawiesinowe by³y osuwiska i trzêsienia ziemi (por. Birken-majer & G¹siorowski, 1961).
Klinoformy
W formacji z Machowa wyró¿niono 4 typy klinoform deltowo-szelfowych, wœród których pierwszy o skali sub-sejsmicznej, reprezentuje delty platformowe („p³ytkowod-ne”), a trzy pozosta³e odpowiadaj¹ deltom krawêdziowym („g³êbokowodnym”) rozwiniêtym w skali sejsmicznej. Typ 1 jest elementem dominuj¹cym w sukcesji nadewapora-towej, typy 2 i 3 zosta³y stwierdzone w rejonie kra-kowsko-bocheñskim (Porêbski i in., 2003), a typ 4
zidenty-fikowany w rejonie K¹tów Rakszawskich (E czêœæ zapadliska).
Typ 1. Najpowszechniejszym elementem architektury depozycyjnej badanej sukcesji s¹ cyklotemy o ziarnie wzrastaj¹cym w górê i mi¹¿szoœci 20–70 m, ograniczone od do³u i góry powierzchniami zalewu (ryc. 3). Cyklotem ma w pionie nastêpuj¹c¹ sukcesjê facjaln¹: mu³owce masywne, lokalnie bogate w detrytus roœlinny, mu³owce laminowane i heterolity z warstwowaniem soczewkowym (facja A), heterolit z laminacj¹ falist¹ i hieroglifami rowko-wymi w sp¹gach ³awic frakcjonowanych (Porêbski, 1999; Dziadzio, 1999, 2000) oraz cienkimi prze³awiceniami kla-sycznych turbidytów (facja C i B), piaskowce masywne z interwa³ami z laminacj¹ subhoryzontaln¹ (facja D).
Typ 2 obejmuje klinoformy o wysokoœci 150–200 m, charakteryzuj¹ce siê stromym (2–3), planarno-tangencjal-nym i w¹skim (2–4 km) sk³onem zdominowaplanarno-tangencjal-nym przez amalgamaty g³ównie piaskowców grubo³awicowych (ryc. 3). Mi¹¿szoœæ takich amalgamatów wynosi 5–30 m; ich dolne wyklinowania wykazuj¹ geometriê zstêpuj¹c¹, a górne — wstêpuj¹c¹ w obrêbie górnego sk³onu.
Typ 3 cechuje siê znaczn¹ wysokoœci¹ (do 400 m) kli -noform, których tangencjalne sk³ony s¹ d³ugie (> 12 km) i stosunkowo po³ogie w górnych odcinkach (ok. 2). Materia³ piaszczysty (g³ównie facja C) jest skoncentrowany w nasy-pach przyujœciowych górnych czêœci sk³onu, a rzadziej w jego dolnych odcinkach na przejœciu do mu³u równiny basenowej, gdzie stosunkowo cienkie litosomy piaszczyste (facja B i D) wykazuj¹ uk³ad imbrykacyjny górnych wykli-nowañ. Budowa wewnêtrzna klinoform jest z³o¿ona i dokumentuje inicjaln¹ progradacjê nasypów przyujœcio-wych na sk³onie, a nastêpnie ich agradacyjne spiêtrzanie i wsteczne przekraczanie proksymalnych wyklinowañ (ryc. 3).
Typ 4 zosta³ zidentyfikowany w obrazie sejsmicznym w rejonie na SW od odwiertów K¹ty Rakszawskie i Smola-rzyny (Pietsch i in., 2005). Ma sk³on wysokoœci ok. 200 m, tangencjaln¹ geometriê reflektorów skoœnych i jest œciêty od góry przez powierzchniê erozyjn¹ (ryc. 7). Na przedpo-lu klinoformy zaznacza siê kopu³owe spiêtrzenie reflekto-rów sugeruj¹ce obecnoœæ facji piaszczystych w obrêbie ma³ego sto¿ka, a poziome ciêcie na czasie 0,426 s wskazu-je na progradacjê klinoformy w kierunku NE (ryc. 8). Korelacja sugeruje, i¿ omawiana klinoforma znajduje siê w górnej czêœci zony Quinqeloculina reusii wczesnego sar-matu.
Interpretacja. Typ 1 klinoformy interpretowany jest jako parasekwencja (Van Wagoner i in., 1990) odzwiercie-dlaj¹ca progradacjê deltowego nasypu przyujœciowego na mu³owe osady prodelty i szelfu na g³êbokoœciach nerytycz-nych. Brak dowodów na obecnoœæ ewidentnej facji flu-wialnej przy stropie parasekwencji odzwierciedla zapewne zarówno ma³e rozmiary oraz w przewadze heterolitowy typ wype³nienia potencjalnych koryt jak i ich przynajmniej czêœciow¹ redukcjê w warunkach erozji transgresywnej poprzedzaj¹cej sedymentacjê nastêpnego cyklotemu.
Przejœcie pierwszego do pozosta³ych typów klinoform jest wynikiem progradacji delt platformowych do zwiêk-szonej akomodacji uwarunkowanej obecnoœci¹ inicjalnego
sk³onu w pod³o¿u. Najlepiej poznane delty krawêdziowe tworz¹ siê na pasywnych krawêdziach kontynentalnych (Porêbski & Steel, 2003), a w basenach rampowych powstawanie takich delt jest zwi¹zane z nag³ym wzrostem iloœci dostarczanego materia³u (Poag & Sevon, 1989) lub, jak zapewne mia³o to miejsce w omawianej sukcesji, z generacj¹ uskoków inwersyjnych. Typy 2–4 odzwiercie-dlaj¹ depozycjê w obrêbie ci¹gu systemowego wymuszo-nej regresji i ci¹gu niskostanowego (= ci¹g niskostanowy w trójsystemowej klasyfikacji exxonowskiej — Posa-mentier & Morris, 2000). Ró¿nice w wykszta³ceniu kli-noform reprezentuj¹ wspólny efekt braku lub obecnoœci erozji progu progradacyjnego, geometrii inicjalnego sk³onu i najprawdopodobniej ró¿nic w granulometrii mate-ria³u klastycznego dostarczanego do basenu.
W typie 2 materia³ piaszczysty by³ dostarczany na sk³on przez sp³ywy hiperpyknalne zasilane z ujœæ koryt rozprowadzaj¹cych, ulokowanych niemal na progu progra-dacyjnym klinoformy i deponowany w obrêbie ma³ych koryt na sk³onie i lobów depozycyjnych. Brak segregacji piasku na równiê basenow¹ jest wynikiem stromego i w¹skiego sk³onu, który ogranicza³ mo¿liwoœæ ewolucji przep³ywów hiperpyknalnych w wysokowydajne pr¹dy zawiesinowe. W typie 3 materia³ piaszczysty jest segrego-wany do sp¹gowych, tangencjalnych wyklinowañ poszcze-gólnych wi¹zek klinoformy w warunkach, gdy maksymalne obni¿enie bazy erozyjnej nie spad³o w sposób istotny poni¿ej progu progradacyjnego, co powodowa³o ogóln¹ tendencjê do agradacji. W typie 4 erozyjne rozciê-cie stropu klinoformy przy maksymalnym obni¿eniu bazy erozyjnej umo¿liwi³o efektywn¹ dostawê piasku na równiê basenow¹ przez strefê transferow¹ mu³owego sk³onu.
Wnioski
PoŸnobadeñska faza wzrostu subsydencji fleksuralnej spowodowa³a obni¿enie dna zapadliska przedkarpackiego wzd³u¿ po³udniowej granicy basenu do g³êbokoœci górne-go batia³u, czegórne-go stratygraficznym odzwierciedleniem w formacji z Machowa jest kompleks sto¿ków podmorskich we wschodniej czêœci zapadliska oraz zespó³ delt krawê-dziowych rejonu krakowsko-bocheñskiego. Obydwa sys-temy depozycyjne by³y zasilane od po³udnia poprzez sieæ ma³ych rzek o zmiennym, lecz na ogó³ wysokim stosunku mu³/piasek w transportowanym materiale. Taki system zasilania sprzyja³ wysokiej koncentracji zawiesiny w zbiorniku oraz generacji przep³ywów hiperpyknalnych. Przep³ywy te nale¿¹ do kategorii d³ugotrwa³ych pr¹dów zawiesinowych, których immanentn¹ cech¹ s¹ oscylacje w prêdkoœci oraz w gêstoœci transportowanego materia³u, odzwierciedlaj¹ce w pierwszym rzêdzie zmiany w stanach powodziowych zasilaj¹cych cieków rzecznych. Mi¹¿sze pakiety piaskowo-mu³owych heterolitów przewarstwione grubo³awicowymi piaskowcami, wykazuj¹ce pionowe nastêpstwa tekstur i struktur sedymentacyjnych charakte-rystyczne dla oscylacyjnego wygaszania energii medium depozycyjnego s¹ interpretowane jako osady przep³ywów hiperpyknalnych. Na quasi-permanentny styl zasilania przep³ywów zawiesinowych wskazuje równie¿ bardzo
wysoka stopa sedymentacji osadów górnego badenu i sar-matu w zapadlisku.
W formacji z Machowa wyró¿niono 4 typy klinoform deltowo-szelfowych, wœród których pierwszy, o skali sub-sejmicznej, jest dominuj¹cy i reprezentuje delty platformo-we („p³ytkowodne”), a trzy pozosta³e odpowiadaj¹ deltom krawêdziowym („g³êbokowodnym”) o wysokoœci sk³onu 150–400 m. Wyró¿nione typy delt krawêdziowych ró¿ni¹ siê miêdzy sob¹ wysokoœci¹ i nachyleniem sk³onu, struk-tur¹ wewnêtrzn¹ oraz stopniem segregacji materia³u piasz-czystego, który mo¿e stanowiæ dominantê przyrostów sk³onu (2), tworzyæ cienkie, zimbrykowane pakiety u jego podstawy (typ 3) lub litosomy sto¿kowe na basenowym przedpolu klinoformy (typ 4). Segregacji piasku w obrêb sto¿ków sprzyja erozyjne rozciêcie stropu klinoformy (maksimum obni¿enia bazy erozyjnej) oraz d³ugi sk³on u³atwiaj¹cy transformacjê przep³ywów hiperpyknalnych w pr¹dy zawiesinowe o wysokiej wydajnoœci. Wystêpowanie licznych wyklinowañ wstêpuj¹cych sprawia, i¿ delty kra-wêdziowe s¹ interesuj¹cym obiektem dla poszukiwañ pu³apek stratygraficznych.
Obecnoœæ klinoformy (typ 4) o wysokoœci sk³onu ok. 200 m w zonie Quinqeloculina reusii górnego sarmatu wskazuje na epizod znacznego pog³êbienia w górnej czêœci formacji z Machowa, co poddaje w w¹tpliwoœæ dotychcza-sowe pogl¹dy o depozycji sukcesji nadewaporatowej w warunkach stopniowego sp³ycania. Skala tego pog³êbienia wyklucza efekt glacieustatyczny i sugeruje wzrost fleksu-ralnej akomodacji ok. 11 ma BP.
Dziêkujemy PGNiG S.A. za udostêpnienie danych sejsmicz-nych i otworowych, Landmark Graphic Corporation za dostêp do oprogramowania w ramach grantu dla ING PAN, oraz Piotrowi Dziadzio, Andrzejowi Maksymowi, Barbarze Olszewskiej i Kaji Pietsch za cenne wskazówki.
Literatura
ALEKSANDROWICZ S.W., GARLICKI A., & RUTKOWSKI J. 1982 — Podstawowe jednostki litostratygraficzne miocenu zapadliska przed-karpackiego. Kwart. Geol., 26: 470–471.
ALLEN P.A., HOMEWOOD P. & WILLIAMS G.D. 1986 — Foreland basins: an introduction. [W:] Foreland Basins. P.A. Allen & P. Home-wood (eds) — International Association of Sedimentologists, Special Publication, 8: 3–12.
BATES C.C. 1953 — Rational theory of delta formation. American Ass. Petrol. Geol. Bull., 37: 2119–2162.
CANT D.J. & STOCKMAL G.S. 1989 — The Alberta foreland basin: relationship between stratigraphy and Cordilleran terrane-accretion events. Canad. J. Earth Sci., 26: 1964–1975.
BIRKENAMAJER K. & G¥SIOROWSKI S.M. 1961 — Sedimentary character of radiolarites in the Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Bull. Pol. Acad. Sci., 9: 171–176.
CZEPIEC I. 1996 — Biostratygrafia i warunki depozycji osadów pó³nocnej strefy brze¿nej sarmatu Polski. Geologia AGH, 22: 309–338. DUDZIAK J. & £APTAŒ A. 1991 — Stratigraphic Position of Mioce-ne Carbonate–Siliciclastic Deposits Mioce-near Chmielnik (Œwiêtokrzyskie Mountains Area, Central Poland) Based on Calcareous Nannofossils. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sciences, 39: 55–66.
DZIADZIO P. 1999 — Sedymentologia utworów miocenu wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego miêdzy Le¿ajskiem a Lubaczo-wem. Praca doktorska — maszynopis Bibl. PIG. Warszawa. DZIADZIO P. 2000 — Sekwencje depozycyjne w utworach badenu i sarmatu w SE czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 48: 1124–1138.
ETTENSOHN F.R. 1994 — Tectonic control on formation and cyclici-ty of major appalachian unconformities and associated stratigraphic sequences. SEPM Concepts in Sedimentology and Paleontology, 4: 217–242.
FRANKOWICZ E., PIETSCH K. & PORÊBSKI S.J. 2005 — Seismic modelling applied to the identification of sandstone lithosomes (Carpa-thian Foredeep). EAGE 67th Conference & Exhibition — Madrid, Spa-in, 1–4.
GARCIA M.H. & PARKER G. 1993 — Experiments on the entrain-ment of sedientrain-ment into suspension by a dense bottom current. J. Geoph. Res., 98: 4793–4801.
GARLICKI A. 1968 — Z rozwa¿añ sedymentologicznych nad profi-lem autochtonicznej formacji solonoœnej okolicy Wieliczki i Bochni. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: 219–223.
HELLER P.L., ANGEVINE C.L., WINSLOW N.S. & PAOLA C. 1988 — Two-phase stratigraphic model of foreland-basin sequences. Geo-logy, 16: 501–504.
JASIONOWSKI M. 1997 — Zarys litostratygrafii osadów mioceñskich wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 375: 44–60.
JASIONOWSKI M., PERYT T.M. & CZAPOWSKI G. 2004 — Zapa-dlisko przedkarpackie. Miocen. [W:] Budowa geologiczna Polski, t. I, Stratygrafia, cz. 3a, kenozoik, paleogen, neogen: 213–224.
KARNKOWSKI P.H. & OZIMOWSKI W. 2001 — Ewolucja struktu-ralna pod³o¿a mioceñskiego basenu przedkarpackiego (obszar pomiê-dzy Krakowem a Przemyœlem). Prz. Geol., 49: 431–436.
KIRCHNER Z. 1956 — Stratygrafia miocenu Przedgórza Karpat Œrod-kowych na podstawie mikrofauny. Acta Geol. Pol., 29: 421–449. KUCIÑSKI T.M. 1982 — Propozycja ramowego podzia³u stratygra-ficznego miocenu morskiego Polski po³udniowej. Kwart. Geol., 26: 471–472.
KRZYWIEC P. 1997 — Large-scale tectono-sedimentary Middle Mio-cene history of the central and eastern Polish Carpathian Foredeep Basin — results of seismic data interpretation. Prz. Geol., 45: 1039–1053.
KRZYWIEC P. 2001 — Contrasting tectonic and sedimentary history of the central and eastern parts of the Polish Carpathian Foredeep Basin — results of seismic data interpretation. [W:] Cloetingh, S., M. Nemè-ok, F. Neubauer, F. Horvath & P. Seifert, (Eds) — The Hydrocarbon potential of the Carpathian–Pannonian Region. Marine and Petroleum Geology, 18: 13–38.
MAKSYM A., LISZKA B., STARYSZAK G. & DZIADZIO P. 1997 — Œrodowisko sedymentacji utworów miocenu autochtonicznego w brze¿nej czêœci Karpat, a interpretacja geologiczno-z³o¿owa w obsza-rze Husów–Albigowa–Krasne. Arch. PGNiG S.A., Jas³o.
MORYC W. 1995 — L¹dowe utwory paleogenu na obszarze przedgó-rza Karpat. Nafta–Gaz, 61: 181–195.
MULDER T. & SYVITSKI J.P.M. 1995 — Turbidity currents genera-ted at river mouths during exceptional discharges to the world oceans. J. Geol., 103: 285–299.
MULDER T., SYVITSKI J.P.M., MIGEON S., FAUGERES J.C. & SAVOYE B. 2003 — Marine hyperpycnal flows: initiation, behaviour and related deposits. A review. Marine and Petroleum Geology, 20: 861–882.
MYŒLIWIEC M. 2004 — Mioceñskie ska³y zbiornikowe zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 52: 581–592.
NEMEC W. 1995 — The dynamics of deltaic suspension plumes. [W:] Geology of Deltas. M.N. Oti & G. Postma (Eds). A.A. Balkema. Rot-terdam, 31–93.
NEY R., BURZEWSKI W., BACHLEDA T., GÓRECKI W. & JAKÓBCZAK K., S£UPCZYÑSKI K. 1974 — Zarys paleogeografii i rozwoju litologiczno-facjalnego otworów miocenu zapadliska przed-karpackiego. Pr. Geol. PAN, 82: 7–64.
OLSZEWSKA B. 1999 — Biostratygrafia neogenu zapadliska przed-karpackiego w œwietle nowych badañ mikropaleontologicznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 9–28.
OSZCZYPKO N. 1998 — The Western Carpathian foredeep–deve-lopment of the foreland basin in front of the accretionary wedge and its burial history (Poland). Geologica Carpathica, 49: 1–18.
OSZCZYPKO N. 1999 — From remnant oceanic basin to collision–re-lated foreland basin — a tentative history of the Outer Western Carpthians. Geologica Carpathica, 50 (special issue): 161–163. OSZCZYPKO N., KRZYWIEC P., POPADYUK I. & PERYT T. 2005 — Carpathian Foredeep Basin (Poland and Ukraine): Its Sedimentary, Structural, and Geodynamic Evolution, in J. Golonka and F. J. Picha, (eds). The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 84: 293–350.
PARSONS J.D., BUSH J. W. M. & SYVITSKI J. P. M. 2001 — Hyper-pycnal plume formation from riverine outflows with small sediment concentrations. Sedimentology, 48: 465–478.
PASZKOWSKI M. & KUSIAK M. 2000 — Proweniencja minera³ów ciê¿kich z utworów miocenu rejonu Biszcza–Ksiê¿pol (zapadlisko przedkarpackie). Arch. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
PERYT D. 1999 — Calcareous nannoplankton assemblages of the Badenian evaporites in the Carpathian Foredeep. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 387: 158–161.
PIETSCH K., BYŒ I., FRANKOWICZ E., HODIAK R., JARZYNA J., KOBYLARSKI M., KOWALCZUK J.J., KOTU£A-KAMIERCZUK, MACHOWSKI G., MADEJ K., MAKSYM M., MARZEC P., PAPIERNIK B., PORÊBSKI S.J., SEMYRKA R., SIMON-CZULAK E., TATARATA A., WAWRZYNIAK K. & ZAJ¥C A., 2005 — Odwzorowanie zmiennoœci parametrów petrofizycznych w geofizycz-nym obrazie stref akumulacji wêglowodorów w po³udniowo-wschod-niej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Projekt badawczy MNiI, Nr 5 t12b 03723.
PLINK-BJÖRKLUND P. & STEEL R.J. 2004 — Initiation of turbidity currents: outcrop evidence for Eocene hyperpycnal flow turbidites. Sedimentary Geology, 165: 29–52.
POAG C.W. & SEVON W. D.1989 — A record of Appalachian denu-dation in post-rift Mesozoic and Cenozoic sedimentary deposits in the U.S. middle Atlantic continental margin. Geomorphology, 2: 119–157. POPRAWA P., MALATA T. & OSZCZYPKO N. 2002 — Ewolucja tektoniczna basenów sedymentacyjnych polskiej czêœci Karpat zew-nêtrznych w œwietle analizy subsydencji. Prz. Geol., 50: 1092–1108. PORÊBSKI S.J. 1999 — Œrodowisko depozycyjne sukcesji nadewapo-ratowej (górny baden) w rejonie Kraków–Brzesko (zapadlisko przed-karpackie). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 97–118.
PORÊBSKI S.J. & OSZCZYPKO N. 1999 — Litofacje i geneza pia-sków bogucickich (górny baden), zapadlisko przedkarpackie. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 57–82.
PORÊBSKI S.J., DOKTOR M., GUMULAK K. & £APTAŒ A. 2000 — Okreœlenie ci¹gów systemowych w rejonie Biszcza–Ksiê¿pol i ich facjalno-paleoœrodowiskowa interpretacja. Arch. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
PORÊBSKI S.J., PIETSCH K., HODIAK R. & STEEL R.J. 2003 — Origin and sequential development of Upper Badenian–Sarmatian cli-noforms in the Carpathian Foredeep Basin, SE Poland. Geologica Car-pathica, 54: 119–136.
PORÊBSKI S.J. & STEEL R.J. 2003 — Shelf-margin deltas: their stra-tigraphic significance and relation to deep-water sands. Earth–Science Rev., 62: 283–326.
POSAMENTIER H.W. & MORRIS W.R. 2000 — Aspects of the stra-tal architecture of forced regressive deposits. [W:] D. Hunt, R.L. Gawthorpe (eds). Sedimentary Responses to Forced Regressions. Geol. Soc. London, Special publication, 172: 19–46.
RACZYÑSKA J., CZERWIÑSKA B., HABER A. & MADEJ K. 2003 — Analiza sekwencji depozycyjnych w utworach miocenu górnego. Wiadomoœci Naftowe i Gazownicze, 57: 5–7.
SINCLAIR H.D. 1997 — Tectonostratigraphic model for underfilled peripheral basins: an alpine perspective. Geol. Soc. Amer. Bull., 109: 324–346.
SKOCZYLAS-CISZEWSKA K. & KOLASA M. 1959 — O piaskach bogucickich. Rocz. Pol. Tow. Geol., 28: 285–314.
VAN WAGONER J.C., MITCHUM R.M., CAMPION K.M. & RAHMANIAN V.D. 1990 — Siliclastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and outcrops. Amer. Ass. Petrol. Geol., Method in Explora-tion Series, 7: 1–55.
