Rozwój zapadliska przedkarpackiego w miocenie

Rozwój zapadliska przedkarpackiego w miocenie

Nestor Oszczypko*

The Miocene development of the Polish Carpathian Foredeep. Prz. Geol., 49: 717–723.

S u m m a r y. The early to middle Miocene Carpathian Foredeep in Poland developed as a peripheral foreland basin related to the mov-ing Carpathian front. An important drivmov-ing force of tectonic subsidence in the Polish Carpathian Foredeep was an emplacement of nappe load related to a subduction roll–back. During that time a loading effect brought about by thickening of the Carpathian wedge on a foreland plate increased and was followed by a progressive acceleration of total subsidence. The Miocene convergence of the Carpathian wedge resulted in migration of depocenters and onlap of successively younger deposits onto the foreland plate. The fore-land basin was supplied with clastics derived both from the Carpathian orogen and forefore-land platform. During early Miocene time the rates of subsidence and sedimentation were more or less balanced, whereas in the middle Miocene subsidence was higher, which resulted in marine depositional conditions.

Key words: Miocene, Paratethys, Outer Carpathians Foredeep, lithostratigraphy, overthrusting, subsidence.

Polskie Karpaty stanowi¹ fragment wielkiego ³añcucha górskiego o d³ugoœci ponad 1300 km, biegn¹cego od okolic Wiednia po ¯elazn¹ Bramê na Dunaju. Na zachodzie ³¹cz¹ siê one z Alpami Wschodnimi, a na wschodzie z Ba³kanami (ryc. 1A). Tradycyjnie Karpaty Zachodnie dzieli siê na starsze (górnokredowe) pasmo fa³dowe nazywane Karpatami wew-nêtrznymi i m³odsze (oligoceñsko-œrodkowomioceñskie), znane jako Karpaty zewnêtrzne lub fliszowe (ryc. 1B).

Karpaty zewnêtrzne s¹ zbudowane z górnojurajsko-dolonomioceñskich, g³ównie fliszowych utworów, ca³kowicie odkorzenionych od swego pod³o¿a. Wzd³u¿ czo³a Karpat fliszowych wystêpuje w¹ska strefa miocenu sfa³dowanego, tworz¹ca rodzaj w¹skiego, zapadaj¹cego na po³udnie klina (ryc. 1B, 3).

Zapadlisko przedkarpackie jest wype³nione wczesno-œrodkowomioceñskim molasami, powsta³ymi przed czo³em nasuwaj¹cych siê Karpat fliszowych. Ich mi¹¿szoœæ na przedpolu Karpat dochodzi do 3500 m (ryc. 1B), a pod nasuniêciem karpackim nie przekracza 1000 m.

Pod³o¿e zapadliska oraz brze¿nej czêœci Karpat (ryc. 2, 3) stanowi platforma epiwaryscyjska i jej pokrywa perm-sko-mezozoiczna, rozpoznana licznymi wierceniami oraz badaniami geofizycznymi. Skonsolidowane pod³o¿e tworz¹ proterozoiczno–wczesnopaleozoiczne ska³y kry-staliczne i fyllity. W zapadlisku pod³o¿e platformowe jest usytuowane na g³êbokoœci od kilkuset metrów do 3500 m, a w rozpoznanej wierceniami czêœci Karpat obni¿a siê do 4500 m w czêœci zachodniej (otwór Zawoja–1, ryc. 2) do 7000 m w czêœci wschodniej (KuŸmina–1, ryc. 1B). Son-dowaniami magnetotellurycznymi wykryto wysokooporo-wy poziom, zwi¹zany ze stropem skonsolidowanego pod³o¿a (Ry³ko & Tomaœ, 1995; ¯ytko, 1997). W brze¿nej czêœci Karpat jego strop znajduje siê na g³êbokoœci od 3 do 5 km. W kierunku po³udniowym obni¿a siê on a¿ do 15–20 km, po czym w najbardziej po³udniowej czêœci, ponownie pod-nosi siê do g³êbokoœci 8–10 km. Oœ obni¿enia w przy-bli¿eniu pokrywa siê z osi¹ regionalnego minimum gra-wimetrycznego.

Osady

Osady mioceñskie znane s¹ zarówno z Karpat fliszo-wych jak i z zapadliska przedkarpackiego. W Karpatach fliszowych wystêpuj¹ one w obrêbie sfa³dowanych

utwo-rów fliszowych oraz jako pofa³dowa pokrywa trangresyw-na (baden–sarmat).

W zapadlisku przedkarpackim mo¿na wyró¿niæ czêœæ zewnêtrzn¹, le¿¹c¹ na pó³noc od Karpat oraz czêœæ wew-nêtrzn¹ ukryt¹ pod nasuniêtymi Karpatami. Zapadlisko zewnêtrzne jest wype³nione œrodkowomioceñskimi osadami morskimi o gruboœci od kilkuset metrów w pó³nocnej, brze-¿nej czêœci, do ok. 3500 m w czêœci po³udniowo-wschodniej (Ney, 1968; Ney i in., 1974). Pod nasuniêciem Karpat fli-szowych znajduje siê zapadlisko wewnêtrzne, którego sze-rokoœæ jest nie mniejsza ni¿ 50 km (Oszczypko & Tomaœ, 1985; Oszczypko & Œl¹czka, 1995, 1989; Oszczypko, 1997, 1998; Kovaè i in., 1998). Jest ono wype³nione wcze-sno- i œrodkowomioceñskimi osadami autochtonicznymi (ryc. 4), których mi¹¿szoœæ nie przekracza 1000 m. Osady dolnomioceñskie s¹ g³ównie pochodzenia l¹dowego, pod-czas gdy œrodkowomioceñskie maj¹ genezê morsk¹. Z osa-dów odkorzenionych uformowa³y siê jednostki allochtoniczne (zg³obicka i stebnicka), osi¹gaj¹ce wiêksz¹ mi¹¿szoœæ tylko w brze¿nej, SE czêœci Karpat (ryc. 3).

Najstarsze, faunistycznie udokumentowane osady mio-ceñskie w zapadlisku, nale¿¹ do burdyga³u. Stwierdzono je w bruŸdzie detmarowickiej k. Karviny (NE Morawy), gdzie wystêpuj¹ zarówno piaski litoralne jak i nerytyczne mu³owce. W mu³owcach stwierdzono bogaty wczesno-burdygalski nanoplankton wapienny nale¿¹cy do zon NN2–NN3 (Jurkova i in., 1983), co w podzia³ach Paratety-dy œrodkowej odpowiada eggenburgowi i ottnangowi. W kierunku SE utwory te przechodz¹ na teren Polski i s¹ zna-ne jako formacja zebrzydowicka (Bu³a & Jura, 1983). Na podstawie ma³ych otwornic i nannoplanktonu wapiennego formacja zebrzydowicka zosta³a zaliczona do eggenbur-gu–karpatu (Garecka i in., 1996; Garecka & Olszewska, 1997).

Wczesnoburdygalskie utwory z okolic Karviny oraz formacja zebrzydowicka s¹ równowiekowe z najm³odszymi osadami polskich Karpat fliszowych (por. Kotlarczyk, 1985; Koszarski i in., 1995; Œlêzak i in., 1995).

Pocz¹tek sedymentacji molasowej w zapadlisku przed-karpackim wi¹¿e siê zazwyczaj z zakoñczeniem sedymen-tacji fliszowej oraz fa³dowaniem Karpat zewnêtrznych. Utwory odpowiadaj¹ce temu kryterium s¹ znane z g³êbo-kich wierceñ Sucha IG–1, Zawoja–1 (Z–1) oraz Lachowice (L–1, 2, 3a), gdzie nawiercono je pod nasuniêciem karpac-kim (ryc. 1B, 2). Wed³ug Moryca (1989) do najstarszych osadów mioceñskich zapadliska nale¿y formacja z Zawoi, stwierdzona w wierceniu Zawoja–1 na g³êbokoœci 4666,0 *Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloñski,

–4825,5 m. Oszczypko i in. (2000) natomiast zaliczyli tê formacjê do oligocenu, uznaj¹c j¹ za odpowiednik pale-ogeñskich osadów, znanych na SE Moraw (Picha, 1979; 1996).

Ponad formacj¹ z Zawoi le¿y formacja z Suchej (Œl¹czka, 1977; Moryc, 1989) o mi¹¿szoœci od 260 do 370 m, znana z wierceñ Sucha IG–1, Zawoja–1, Lachowice–1, 2 i 3a. W wierceniu Sucha IG–1 formacja ta jest utworzona z kilku pakietów fliszowych (olistostromy), tkwi¹cych w osadach gruboklastycznych. Olistostromy te wykazuj¹ zwi¹zek zarówno z jednostk¹ œl¹sk¹, jak i podœl¹sk¹ (Œl¹czka, 1977). W otworze Zawoja–1 wystêpuje nato-miast jednolity kompleks utworów dolnokredowych apt– alb (Gedl, 1997). Mimo ró¿nic litologicznych powstanie formacji suskiej nale¿y wi¹zaæ z wielk¹ olistostrom¹ (oli-stoplaka), która w ottnangu–karpacie? oderwa³a siê od czo³a ówczesnych Karpat.

W obszarze Sucha–Zawoja olistostroma fliszowa jest przykryta utworami gruboklastycznymi formacji ze Stry-szawy o gruboœci 360–566 m (Œl¹czka, 1977; Moryc, 1989). Doln¹ jej czêœæ tworz¹ grubo- i œrednioziarniste, polimiktyczne zlepieñce o spoiwie wêglanowym, rzadziej anhydrytowo-gipsowym. Mi¹¿szoœæ zlepieñców wynosi od 140 m (Sucha IG–1) do 229 m w otworze Lachowice 2 oraz 650 m w otworze Œlemieñ–1 (Baran i in., 1997). Mate-ria³ zlepieñców pochodzi zarówno z pod³o¿a krystaliczne-go, paleozoicznej pokrywy masywu górnoœl¹skiekrystaliczne-go, jak i brze¿nej czêœci Karpat fliszowych (Moryc, 1989; Oszczypko, 1997). W otworze Œlemieñ–1 materia³

zlepie-ñców by³ zdominowany przez klasty wêglanowe pochodz¹ce ze ska³ palezoicznych pod³o¿a. Zlepieñce ze Stachorówki nosz¹ cechy osadów aluwialnych. Wy¿sza czeœæ formacji to szare, oliwkowe, br¹zowe i wiœniowe i³owce i mu³owce z prze³awiceniami gruboziarnistych pia-skowców i drobnych zlepieñców o spoiwie wêglanowym i gipsowo-anhydrytowym. Ta czêœæ formacji zawiera sto-sunkowo liczn¹, redeponowan¹, planktoniczn¹ i aglutu-nuj¹c¹ mikrofaunê fliszow¹ (wczesna kreda–oligocen), wykazuj¹c¹ zwi¹zek z jednostk¹ podœl¹sk¹ (por. Oszczyp-ko, 1997). W otworze Sucha IG–1 najm³odsza mikrofauna z tej czêœci profilu zosta³a zaliczona do ottnangu/karpatu (Strzêpka, 1981; Garecka i in., 1996). Z tych samych utwo-rów z g³êbokoœæ 4271–4278 m zosta³a opisana redepono-wana mikrofauna eggenburgu–ottnangu (N5–N6, por. Oszczypko, 1997), pochodz¹ca z najm³odszych osadów Karpat fliszowych lub formacji zebrzydowickiej. Wy¿sz¹ czêœci formacji ze Stryszawy prawdopodobnie mo¿na uznaæ za osady sto¿ków aluwialnych okresowo zalewa-nych p³ytkimi ingresjami morskimi. T³umaczy³oby to obecnoœæ nanoplanktonu wapiennego (NN4, tj. karpatu) w tej formacji (Garecka i in., 1996). Formacja stryszawska mo¿e byæ autochtonicznym odpowiednikiem warstw stebnickich. W otworach Sucha IG–1 i Lachowice–1 ponad formacj¹ strzyszawsk¹ nawiercono zlepieñce dêbo-wieckie (Œl¹czka, 1977; Moryc, 1989).

W okolicach Bielska rozwój sp¹gowych osadów mio-ceñskich jest odmienny. Prawdopodobnie najstarszymi osadami s¹ tutaj jasnoszare piaski o gruboœci ok. 100 m, z

0 10 20 30km Cieszyn Krosno Krynica Nowy S¹cz Nowy Targ Kraków Tarnobrzeg Przemyœl S L O V A K I A UK RA IN E C Z E C H R E P. POLAND S LB EB EM 0 -1000 -2000 -2000 -1000 -3000 -3000 -3000 -3000 -4000 -4000 -5000 -5000 -6000 Pa1 Kl1 M83 WR2 D1 P136 KW1 CH1 K 1 Z1 L SIG1 ZIG13 CIG1 B 4 A 6 K2 BIG 1 GIG1 TIG1 A D C IV B Pannonian Basin F l y_{s c} h B e l t WEST EUROPEAN

PLATE EAST EUROPEAN PLATE

MOESIAN PLATE

B

A

Zakopane

trzon krystaliczny Tatr

crystalline core of Tatra Mts.

jednostki reglowe i wierchowe Tatr

high and sub - Tatra units

flisz podhalañski

Podhale Flysch

pieniñski pas ska³kowy

Pieniny Klippen Belt

Karpaty zewnêtrzne

Outer Carpathians

jednostka stebnicka

Stebnik Unit

utwory mioceñskie na Karpatach

Miocene deposits upon Carpathians

jednostka zg³obicka

Zg³obice Unit

uwory mioceñskie zapadliska przedkarpackiego

Miocene of the foredeep

utwory mezozoiczne i paleozoiczne przedpola Karpat

Mesozoic and Paleozoic foreland deposits

andezyty

andesites

pó³nocny zasiêg utworów dolnomioceñskich

northern extent of Lower Miocene

A B

osie subsydencji (EM - wczesnomioceñskiej,

EB - wczesnobadeñskiej, LB - póŸnobadeñskiej, S - sarmackiej)

axis of subsidence (EM - Early Miocene,

EB - Early Badenian, LB - Late Badenian, S - Sarmatian)

izobaty pod³o¿a mioceñskiego

isobath of Miocene substratum

wybrane wiercenia

selected boreholes

wiercenia z diagramami subsydencji

boreholes with backstripped diagrams

przekroje geologiczne

geological cross - section

obszar badañ

study area

Ryc. 1. A — Usytuowanie polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego w obszarze karpacko–panoñskim. B—Szkic tektoniczny

pol-skiej czêœci Karpat i zapadliska przedkarpackiego (wed³ug Oszczypki, 1997, uzupe³niony)

Fig. 1. A — Location of the Polish Carpathian Foredeep in the Carpathian–Pannonian region. B — Sketch–map of the Polish

wk³adk¹ ciemnych i³owców o mi¹¿szoœci 19,5 m. Utwory te zaliczono do formacji ha³cnowskiej (?ottnang, por. Kuciñski & Nowak, 1975; Kuciñski i in., 1975). Wy¿ej w profilu zosta³a opisana formacja z Bielska o gruboœci 77 m. Nale¿¹ do niej zielonkawoszare mu³owce z prze³awicenia-mi zlepieñców i blokaprze³awicenia-mi piaskowców karboñskich (Kuciñski & Nowak, 1975). Na podstawie badañ mikrofau-nistycznych formacjê tê zaliczono do karpatu (Kuciñski i in., 1975). Utwory podobne do formacji bielskiej wystêpo-wa³y równie¿ w wierceniu Tokarnia IG–1. W wierceniu Bielsko–4 formacja bielska by³a przykryta przez 97 m kompleks zlepieñców dêbowieckich. W analogicznej pozycji zlepieñce dêbowieckie nawiercono w otworze Tokarnia IG–1.

W rejonie Cieszyna pomiêdzy zlepieñcami dêbowiec-kimi i formacj¹ zebrzydowick¹ stwierdzono olistostromê fliszow¹, pochodz¹c¹ z jednostki podœl¹skiej (ogniwo z Zamarskich — por. Bu³a & Jura, 1983). Wed³ug nowszych badañ zlepieñce dêbowieckie w rejonie Cieszyna s¹ dwudzielne (Jaworska, 1998). Ni¿sza ich czêœæ o mi¹¿szo-œci do 110 m jest gruboklastyczna i s³abowysortowana oraz

odznacza siê mozaikowymi barwami i sporym udzia³em materia³u karpackiego, w czym przypomina formacjê stry-szawsk¹ (Oszczypko & Luciñska-Anczkiewicz, 2000). Je¿eli to porównanie jest trafne, to ogniwo (olistostroma) z Zamarskich korelowa³oby siê z formacj¹ (olistostrom¹) z Suchej oraz „starostyryjskimi nasuniêciami” w Pó³noc-nych Morawach (Jurkova, 1971; Oszczypko & Luciñ-ska-Anczkiewicz, 2000). Przez analogiê do pó³nocnych Moraw (Palensky i in., 1995) dolnomioceñskie osady obszaru Sucha–Bielsko–Cieszyn mo¿na bêdzie w ca³oœci odnieœæ do karpatu. Brak tych utworów na grzbiecie cie-szyñsko-slawkowskim mo¿na wyt³umaczyæ póŸniejsz¹ erozj¹ (Jurkova i in., 1983; Eliaš & Palesky, 1997; Oszczypko & Luciñska-Anczkiewicz, 2000).

Pocz¹tek nowego cyklu sedymentacyjnego wyzna-czaj¹ transgresywne zlepieñce i piaskowce dêbowieckie. S¹ to szare utwory z dominuj¹cym udzialem klastów górnokarboñskich. W rejonie Cieszyna osi¹gaj¹ one mi¹¿szoœæ od 40 do 90 m. Dotychczas przypisywano im wiek wczesnobadeñski, lecz nowsze badania zaliczaj¹ je IC FP M O S S SS G PKB

OP-1 Z-1 SIG-1 PIG-1 A-2 A-3

B

SE

_Chy¿ne

_Zawoja

_Andrychów

A

NW pod³o¿e krystaliczne crystalline basement paleozoik Paleozoic paleogen Paleogene Karpaty zewnêtrzne Outer Carpathians

pieniñski pas ska³kowy

Pieniny Klippen Belt

Karpaty wewnêtrzne

Inner Carpathian Units

flisz podhalañski

Podhale Flysch

utwory dolnego miocenu

Lower Miocene

utwory badeñskie

Badenian

utwory górnego miocenu

Upper Miocene

0 10 km

Ryc. 2. Przekrój geologiczny (A–B) Andrychów–Chy¿ne (usytuowanie na ryc. 1B) wed³ug Oszczypki (1997, uzupe³niony)

Fig. 2. Geological cross-section (A–B) (Andrychów–Chy¿ne, for locations see Fig. 1B) through the Polish Outer Carpathians (after

Oszczypko, 1997, supplemented)

Olszyny 1 Basowy 1 Zakrzów 1

Zg³obice Tarnów Wojnicz

D

SW

C

NE

Tarnów 3 T 9 T 56 T 28 T 34 T 29 T 6 T 31 Z 2 T 19 W 1 W 2 JEDNOSTKA ŒL¥SKA

SILESIAN UNIT JEDNOSTKA SKOLSKASKOLE UNIT JEDNOSTKA ZG£OBICKAZG£OBICE UNIT

zapadlisko przedkarpackie Carpathian Foredeep 0m s.l. Flisz karpacki: Flysch Carpathians: oligocen Oligocene eocen Eocene senon - paleocen Senonian - Paleocene cenoman - senon Cenomanian - Senonian dolna kreda Lower Cretaceous Utwory badeñskie:

Carpathian Foredeep (Badenian):

warstwy grabowieckie Grabowiec beds warstwy chodenickie Chodenice beds ewaporyty evaporites warstwy baranowskie Baranów beds Pod³o¿e zapadliska: Platform basement: turon - senon Turonian - Senonian górna jura Upper Jurassic trias dolny Lower Triassic karbon dolny Lower Carboniferous wiercenia boreholes 0 1 2 3 km

Ryc. 3. Przekrój geologiczny (C–D) Olszyny–Tarnów (usytuowanie na ryc. 1B) wed³ug Oszczypki (1999)

do poŸnego karpatu/wczesnego badenu (Garecka i in., 1996).

Ponad zlepieñcami dêbowieckimi (czêœæ W), a w pozo-sta³ej czêœci zapadliska przedkarpackiego wprost na pod³o¿u platformowym le¿¹ warstwy skawiñskie (ryc. 4). W pobli¿u Gdowa stropowa czêœæ warstw zawiera gruby pakiet piasków i zlepieñców z materia³em fliszowym (Doktor, 1983). Mi¹¿szoœæ warstw skawiñskich waha siê od 1000 m w czêœci po³udniowo-zachodniej do 30-40 m i mniej w pozosta³ej czêœci zapadliska. W pó³nocnowschod-niej czêœci zapadliska przedkarpackiego odpowiednikiem warstw skawiñskich s¹ warstwy baranowskie. Warstwy skawiñskie (baranowskie) na podstawie otwornic s¹ zali-czane do dolnego badenu, wed³ug badañ nanoplaktonu natomiast nale¿¹ one do wczesnego-póŸnego badenu (do zony NN5, a ich stropowa (podsolna) czêœæ do zony NN6, por. Garecka i in., 1996; Andreyeva–Grigorovich i in., 1999; Peryt, 1999). W Kopalni Soli w Wieliczce w najwy¿-szej czêœci warstw skawiñskich wystêpuje poziom tufito-wy WT–1, którego radiometryczny wiek zosta³ okreœlony przez M. Banasia i K. Bukowskiego (por. Oszczypko, 1997) na 12,5±0, 9 ma.

Wy¿ej w profilu wystêpuj¹ ewaporaty, bêd¹ce g³ównym poziomem korelacyjnym zapadliska (ryc. 4). S¹ one rozwiniête w dwóch facjach: chlorkowej (sole kamien-ne, anhydryty, gipsy i i³owce — formacja wielicka) i siar-czanowej (gipsy, anhydryty, i³owce — formacja z Krzy¿anowic; Garlicki, 1968). Facja siarczanowa zdecy-dowanie przewa¿a w ca³ym zapadlisku przedkarpackim, a jej mi¹¿szoœæ wynosi od 10–30 m, zazwyczaj nie

przekra-czaj¹c kilkunastu metrów. Zarówno autochtoniczne, jak i allochtoniczne utwory facji chlorkowej wystêpuj¹ w w¹skiej strefie przykarpackiej, a na wschód od Tarnowa równie¿ pod nasuniêciem karpackim. Ich mi¹¿szoœæ niekiedy tylko przekracza 40–50 m, a wyj¹tkowo osi¹ga 110 m (Garlicki, 1968). Wed³ug badañ nanoplanktonu wiek osa-dów chemicznych mo¿na okreœliæ na NN6 (Peryt, 1997; Peryt i in., 1998), to jest najwy¿szy górny baden, a nie „œrodkowy baden” jak dotychczas przyjmowano.

Miêdzy Krakowem i Dêbic¹ ponad osadami chemicz-nymi lub wprost na pod³o¿u platformowym, le¿¹ warstwy chodenickie, rozwiniête jako i³owce z podrzêdnymi prze³awicenimi piaszczystymi i marglistymi (por. £uczkowska, 1995). W stropowej czêœci warstw wystêpuj¹ liczne wk³adki tufitowe, których radiometryczny wiek oscyluje wokó³ daty 12 ma BP (Van Couvering i in., 1981). W cegielni Su³ków bezpoœrednio nad tufitami stwierdzono nanoplankton nale¿¹cy do poziomu NN6/7 (Andrey-eva–Grigorovich i in., 1999), co mo¿e wskazywaæ na pogranicze badenu i sarmatu. Miêdzy Tarnowem a Dêbic¹ dolna czêœæ warstw jest silnie zapiaszczona, a ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 600 m (Krzywiec, 1997). W kie-runku pó³nocnym ulega ona drastycznej redukcji, do kilku-dziesiêciu metrów. Równoczeœnie warstwy chodenickie s¹ facjalnie zastêpowane przez i³owce margliste (warstwy spirialisowo-pektenowe).

Miêdzy Krakowem a Tarnowem ponad warstwami chodenickimi s¹ wydzielane ilasto-piaszczyste warstwy grabowieckie, kilkuset metrowej mi¹¿szoœci. Ich sp¹gow¹ czêœæ stanowi¹ piaski bogucickie (Porêbski & Oszczypko,

BU RD Y G A £ S E RRA W A L L A N G T O R T O N E G G EN BU RG Pa S LB EB Ot 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Z A P A D L I S K O P R Z E D K A R P A C K I E K A R P A T Y Z E W N Ê T R Z N E P £ Y T A E U R O P E J S K A S N (mln lat) (My) O BS ZA R ŒRÓ D Z IE M N . Œ RO D K O W A PA RA TE T Y D A zony nanopl ankt onow e 100 m 15 20 K RZESZOWSKI PALEO- GRZBIET GRZBIET CIESZYÑSKO-S£AWKOWSKI kr ót ko -o kr es ow ez m ia nyp oz io m um or za sh or tt er m 5 5 4 3 3 2 2 1 8 ₈ 10 11 9 H H H 6 H 7 pod³o¿e platformowe platform basement zlepieñce conglomerates piaskowce sandstones mu³owce

siltstones and mudstones

wapienie

limestones

gipsy i anhydryty

gypsum and anhydrites

H H H sole kamienne salts tufity tuffites olistostromy fliszowe flysch-derived olisthostroma miocen sfa³dowany

folded Miocene deposits

Ryc. 4. Schemat litostratygraficzny osadów mioceñskich zapadliska przedkarpackiego (wed³ug Oszczypki, 1999 —

uzupe³niony); jednostki litostratygraficzne: 1 — formacja zebrzydowicka, 2 — formacja suska oraz ogniwo z Zamar-skich, 3 — formacja stryszawska, 4 — zlepieñce dêbowieckie, 5 — formacja skawiñska i warstwy baranowskie, 6 — formacja wielicka, 7 — formacja z Krzy¿anowic, 8 — warstwy chodenickie, 9 — warstwy grabowieckie i krakowieckie, 10 — piaski bogucickie, 11 — warstwy z Nockowej i formacja z Beli; Ot — Ottnang, K — Karpat, EB — wczesny baden, LB — póŸny baden, S — sarmat, Pa — panon

Fig. 4. Lithostratigraphic model of Miocene deposits of the Polish Carpathian Foredeep (after Oszczypko, 1999,

sup-plemented); lithostratigraphic units: 1 — Zebrzydowice Fm., 2 — Sucha Fm. and Zamarski Mbr., 3 — Stryszawa Fm., 4 — Dêbowiec Cgls., 5 — Skawina Fm. and Baranów Bds., 6 — Wieliczka Fm., 7 — Krzy¿anowice, 8 — Chodenice Bds., 9 — Grabowiec and Krakowiec Bds., 10 — Bogucice Ss., 11 — Nockowa Bds. and Bela Fm.; Ot — Ottnangian; K — Karpatian; EB — early Badenian; LB — late Badenian; S — Sarmatian; Pa — Pannonian

1999). W pó³nocno-wschodniej i wschodniej czêœci zapa-dliska najm³odszymi osadami s¹ ilasto-piaszczyste war-stwy krakowieckie. Ich mi¹¿szoœæ wynosi od kilkuset metrów w rejonie Tarnowa do ponad 2500 m w okolicy Przemyœla. Utwory te tradycyjnie by³y zaliczane do dolne-go sarmatu. Nowsze badania Paruch-Kulczyckiej (1999) dowodz¹, ¿e ich wy¿sza czêœæ nale¿y ju¿ do górnego sarma-tu (chersonu, por. GaŸdzicka, 1994; Król & Jeleñska, 1999).

Miocen sfa³dowany tworz¹ dwie jednostki: stebnicka i zg³obicka. Jednostka stebnicka (o mi¹¿szoœci do 2200 m) jest utworzona z utworów dolnego i œrodkowego miocenu (Ney, 1968) i zosta³a rozpoznana przed czo³em jednostki skolskiej oraz pod jej nasuniêciem. Do miocenu dolnego nale¿¹ warstwy stebnickie i czêœciowo balickie. Na podsta-wie nanoplanktonu wapiennego (Andreyeva-Grigorovich i in., 1997) wy¿sza czêœæ warstw stebnickich oraz warstwy balickie s¹ zaliczane do zony NN4 (karpat). Lokalnie w warstwach balickich s¹ spotykane wczesnobadeñskie otwornice Praeorbulina glomerosa i Orbulina universa (Andreyeva-Grigorovich i in., 1997; Garecka & Olszew-ska, 1997). Ponad warstwami balickimi wystêpuj¹ war-stwy przemyskie, bêd¹ce odpowiednikiem warstw skawiñskich (Ney, 1968). Najm³odsze osady jednostki stebnickiej (Ney, 1968) to ewaporaty oraz zlepieñce radyc-kie (sarmat) utworzone z materia³u karpacradyc-kiego.

Jednostka zg³obicka (Kotlarczyk, 1985) wystêpuje przed czo³em Karpat, zazwyczaj w w¹skim kilkusetmetro-wym pasie (ryc. 1B). Miêdzy Pilznem a Wieliczk¹ jej sze-rokoœæ wzrasta do kilku km (ryc. 3). Jednostkê tworz¹ utwory badeñsko-sarmackie, analogiczne do

równowieko-wych osadów autochtonicznych. Ostatnio przed czo³em jednostki zg³obickiej w kolicach Tarnowa zosta³a rozpoznana na przekrojach sejsmicznych strefa „œle-pych”, naduskokowych fa³dów, niezgod-nie przykryta przez najm³odsze osady warstw grabowieckich (Krzywiec, 1997). Na zachód od Raby, przy bardzo p³askiej powierzchni nasuniêcia jednostka zg³obic-ka jest s³abo rozwiniêta, przed jej czo³em natomiast pojawia siê paraautochton „zatoki gdowskiej”, którego pó³nocn¹ granicê wyznacza zakorzeniony w utwo-rach pod³o¿a platformowego uskok inwersyjny (Porêbski & Oszczypko, 1999). Paraautochtoniczne osady morskiego badenu i sarmatu s¹ znane z licznych p³atów erozyjnych wystêpuj¹cych na jed-nostce skolskiej oraz w czêœci zachodniej na jednostkach œl¹sko-podœl¹skich. W rejonie Cieszyna, Bielska i Wadowic, le¿¹ce na jednostce podœl¹skiej, odpowiedniki facjalne warstw skawiñskich i grabo-wieckich, zosta³y w³¹czone w liczne ³uski i nasuniêcia tej jednostki (por. Oszczypko & Tomaœ, 1985). Zdecydowanie inn¹ interpretacjê podaj¹ Wójcik & Jugowiec (1998), zaliczaj¹c wystêpujace w rejonie Andrychowa utwory do sfa³downego miocenu, zawieraj¹cego olistostromy jed-nostki podœl¹skiej. Na podstawie stwierdzonego przez nich nanoplaktonu wapiennego (NN9a/8) najm³odsze osady z okolic Andrychowa zaliczone zosta³y do panonu. W przyjêtym w tej pracy podziale (ryc. 4) zona NN9a/8 odpowiada sarmatowi. W „zatoce rzeszowskiej” osady badeñsko-sarmackie o mi¹¿szoœci do 1000 m transgresywnie przykrywaj¹ jed-nostkê skolsk¹ (Ney, 1968; Kotlarczyk, 1985). Najdalej na po³udniu osady miocenu morskiego s¹ znane z Kotliny S¹deckiej, gdzie s³abo zdeformowane utwory górnobade-ñsko-sarmackie? transgresywnie przykrywaj¹ ró¿ne pod-jednostki tektoniczne p³aszczowiny magurskiej (Oszczypko i in., 1992). Ponadto z Kotliny Nowotar-sko-Orawskiej s¹ znane s³odkowodne osady mio-pliocenu.

Dynamika zapadliska

Dotychczas stwierdzona wierceniami wielkoœæ nasu-niêcia Karpat fliszowych na miocen zapadliska przedkar-packiego jest nie mniejsza od 30–40 km (Wdowiarz, 1976; Oszczypko & Tomaœ, 1985). Bior¹c pod uwagê wyniki badañ geofizycznych oraz rekonstrukcje palinspastyczne (Kotlarczyk, 1985; Oszczypko & Tomaœ, 1985; Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989) mo¿na przypuszczaæ, ¿e pod Kar-patami miocen wystêpuje co najmniej po pieniñski pas ska³kowy, co powiêksza amplitudê nasuniêcia do 60–100 km. Na podstawie dotychczasowych badañ mo¿na wnioskowaæ o wieloetapowym rozwoju nasuniêæ karpackich (Kotlar-czyk, 1985; Oszczypko & Tomaœ, 1985; Moryc, 1989; Kovaè i in., 1998).

Analiza subsydencji w polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego wykazuje jej zwi¹zek z obci¹¿eniem p³aszczowinami karpackimi (Oszczypko, 1998, 1999) . W okresie wczesnego–œrodkowego miocenu konwergencja

K³aj-1 M P Q wiek (Ma) age (Ma) g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) pr êd ko œæs ed ym en ta cj i( m /M a) se di m en ta tio nr at e( m /M a) 1600 1700 1000 1000 500 500 0 0 5 10 17 0 Wola Rani¿owska-2 M P Q wiek (Ma) age (Ma) g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) pr êd ko œæs ed ym en ta cj i( m /M a) se di m en ta tio nr at e( m /M a) 1600 1700 1000 1000 500 500 0 0 5 10 17 0 Chotyniec-1 M P Q wiek (Ma) age (Ma) g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) pr êd ko œæs ed ym en ta cj i( m /M a) se di m en ta tio nr at e( m /M a) 1600 1700 1000 1000 500 500 0 0 5 10 17 0 Kobylnica Wo³oska-1 M P Q wiek (Ma) age (Ma) g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) pr êd ko œæs ed ym en ta cj i( m /M a) se di m en ta tio nr at e( m /M a) 1600 1700 1000 1000 500 500 0 0 5 10 17 0 Palikówka-1 M P Q wiek (Ma) age (Ma) g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) pr êd ko œæs ed ym en ta cj i( m /M a) se di m en ta tio nr at e( m /M a) 1600 1700 1000 1000 500 500 0 0 5 10 17 0 Cetynia-4 M P Q wiek (Ma) age (Ma) g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) pr êd ko œæs ed ym en ta cj i( m /M a) se di m en ta tio nr at e( m /M a) 1600 1700 1000 1000 500 500 0 0 5 10 17 0

stopa sedymentacji (m/Ma)

sedimentation rate (m/Ma)

subsydencja "tektoniczna" (m)

tectonic subsidance (m)

g³êbokoœæ morza (m)

sea depth (m)

Ryc. 5. Diagramy subsydencji „tektonicznej” w wybranych wierceniach œrodkowej i

wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (Oszczypko, 1999)

Fig. 5. Backstripped burial diagrams of selected boreholes from middle and eastern

karpackiej pryzmy akrecyjnej spowodowa³a stopniowy wzrost subsydencji w zapadlisku, migracjê osi basenu na pó³noc i przekraczaj¹ca depozycjê coraz m³odszych osa-dów na platformie. W okresie od karpatu do sarmat (ok. 7 mln. lat) oœ subsydencji, w polskiej czêœci zapadliska, przemieœci³a siê o 85 km na N i NE, co pozwala oszacowaæ stopê konwergencji na 12 mm/a, której odpowiada podob-na wartoœæ stopy migracji depocentrów. Wartoœci te s¹ nie-co ni¿sze od stopy migracji wyklinowañ (13,8 mm/a), nie-co w póŸnym badenie i sarmacie spowodowa³o poszerzenie wschodniej czêœci zapadliska. W tym czasie subsydencj¹ zosta³a objêta nie tylko platforma, lecz tak¿e brze¿na czêœæ Karpat (Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989), podczas gdy strefa maksymalnej subsydencji by³a usytuowana zazwy-czaj przed czo³em nasuwaj¹cych siê Karpat.

Wczesnomioceñskie i wczesnobadeñskie depocetra (ryc. 1B) by³y usytuowane w zachodniej czêœci zapadliska wewnêtrznego i przed³u¿a³y siê do basenu sambor-sko-ro¿niatowskiego (stebnickiego) (Oszczypko, 1997, 1998). W ottnangu-karpacie? stopa subsydencji ca³kowitej (1000–1400 m/ma) by³a w pe³ni kompensowana przez sto-pê sedymentacji, co znalaz³o wyraz w l¹dowej i p³ytkomor-skiej sedymentacji (Oszczypko, 1997, 1999). W kierunku wschodnim (basen samborsko-ro¿niatowski) stopa subsy-dencji dochodzi³a do wartoœci 2000 m/ma (Oszczypko, 1998, 1999).

W wyniku wczesnobadeñskiej transgresji brzeg basenu przesun¹³ siê od 30 do 100 km na pó³noc. W jego w osiowej czêœci stopa sedymentacji wynosi³a od 250–500 m/ma w czêœci morawskiej (Meulenkamp i in., 1996) do 200 m/ma w polskiej czêœci basenu. Równoczeœnie w pó³nocnej (szelfowej) czêœci basenu stopa sedymentacji nie przekra-cza³a 50 m/ma (ryc. 5).

Od wczesnobadeñskiej trangresji po schy³ek wczesne-go sarmatu w zapadlisku przedkarpackim stopa subsyden-cji by³a wy¿sza od stopy sedymentasubsyden-cji, co uwarunkowa³o morsk¹ sedymentacjê. We wczesnym badenie osiowa czê-œæ basenu osi¹ga³a g³êbokoczê-œæ górnego batia³u, podczas gdy w pó³nocnej i po³udniowej szelfowej czêœci basenu g³êbo-koœci mieœci³y siê w obrêbie nerytyku–litora³u. Od serra-walu (15 ma) zaznaczy³o siê stopniowe ogólne sp³ycenie zbiornika morskiego, które zapocz¹tkowa³o poŸnobade-ñski kryzys salinarny w zapadlisku (13,0–12,5 ma?). Na diagramach subsydencji (ryc. 5) zaznacza siê to tendencj¹ wznosz¹c¹. Równoczeœnie stopa sedymentacji waha siê od kilkunastu metrów/ma w polu facji siarczanowej do 50 m/ma w polu facji chlorkowej. Gdybyœmy jednak przyjêli za Garlickim (1968) okres akumulacji chemicznej na 25–35 Ka, to stopa sedymentacji by³aby o rz¹d wy¿sza (Oszczyp-ko, 1998, 1999).

Po sedymentacji chemicznej lokalnie zaznaczy³a siê erozja (Peryt & Peryt, 1994; Andreyeva-Grigorovich i in., 1997). W obszarze tzw. rzeszowskiej erozja ta usunê³a co najmniej 50–100 m osadów chemicznych i podchemicz-nych (Komorowska-B³aszczyñska, 1965). Obni¿enie poziomu morza spowodowa³o równie¿ progradacjê osa-dów klastycznych w kierunku basenu (Krzywiec, 1997). U schy³ku badenu basen uleg³ pog³êbieniu do g³êbokoœci nerytycznych (Oszczypko, 1998, 1999), a transgresja mor-ska osi¹gnê³a Kotlinê S¹deck¹ (por. Oszczypko i in., 1992). W tym czasie najwy¿sza stopa subsydencji dochodz¹ca do 2000 m/ma zaznaczy³a siê w wierceniach Przemyœl–136 i Drohobyczka–1 (ryc. 1B). W okolicach Rzeszowa subsydencja nie przekracza³a 1200–1300 m/ma (Oszczypko, 1998, 1999), podczas gdy stopa sedymentacji

oscylowa³a siê wokó³ wartoœci 1000 m/ma (ryc. 5). W obszarze tym („wyspa rzeszowska”) osady „górnobade-ñskie” transgresywnie przykrywaj¹ platformowe pod³o¿e. W okolicach Bochni i Tarnowa oraz na NE obrze¿eniu zapadliska stopa sedymentacji wynosi³a 100–200 m/ma. PóŸnobadeñska subsydencja w sposób ci¹g³y przesz³a w sarmack¹.

W sarmacie w stosunku do badenu istotnie zmieni³o siê po³o¿enie osi subsydencji, która przemieœci³a siê o 40–50 km na NE (ryc. 1B). W rowie Wielkich Oczu subsydencja wynosi³a od 1500 m w czêœci NE do 2500–3000 m w czêœci SE (Oszczypko, 1999, 1998). Towarzyszy³a jej wysoka stopa sedymentacji wynosz¹ca od 1700 do 2400 m/ma (ryc. 5). W kierunku SE, ju¿ na terytorium Ukrainy, mi¹¿szoœæ sarmackich osadów dochodzi do 4000 m (Andreyeva-Grigorovich i in., 1997), a odpowiadaj¹ca im stopa sedymentacji osi¹ga 4440 m/ma (Meulenkamp i in., 1996). W pó³nocnej, brze¿nej czêœci zapadliska ca³kowita subsydencja nie przekracza³a kilkuset metrów. Koñcowy okres sedymentacji w zapadlisku przebiega³ w p³ytkim, wys³adzaj¹cym siê zbiorniku morskim.

Wnioski

W nastêpstwie subdukucji skorupy Karpat zewêtrz-nych pod mikrop³ytê s³owacko-panoñsk¹ (terrany Alcapa i Tisza–Dacia) od wczesnego do póŸnego miocenu w Karpa-tach zewnêtrznych trwa³y skierowane ku N i NE ruchy nasuwcze. W polskich Karpatach zewnêtrznych œrednia stopa ruchów nasuwczych wynosi³a 12 mm/a.

Przy koñcu ottnangu, na styku czo³a aktywnej pryzmy akrecyjnej i p³yty przepola, uformowa³ siê fleksuralny basen przedgórski. Pocz¹tkowo osadza³y siê w nim grubo-klastyczne osady l¹dowe i p³ytkomorskie. Od œrodkowego miocenu, w miarê narastania gruboœci orogenu zaznaczy³ siê stopniowy wzrost subsydencji, co spowodowa³o pog³êbienie basenu morskiego (górny batia³–szelf zewnêtrzny).

Zapadlisko przedkarpackie by³o zasypywane osadami klastycznymi pochodz¹cymi w erozji Karpat fliszowych i utworów platformowych przedpola. Wyj¹tek stanowi okres póŸnobadeñskiej sedymentacji chemicznej, kiedy to „stagnacji” brze¿nej czêœci Karpat zewnêtrznych towarzy-szy³a pocz¹tkowo bardzo wolna subsybsydencja, a nastêp-niePol.— ruchy wznosz¹ce.

Literatura

ANDREYEVA-GRIGOROVICH A., KULCZYTSKY Y.O., GRUZMAN A. D., LOZYNYAK P. Y. PETRASHKEVICH M. I., PORTNYAGINA L. O., IVANIN A. V., SMIRNOV S.E., TROFIMOVICH N. A. SAVITSKAYA N. A. & SHVAREVA N. J. 1997 — Regional stratigraphic scheme of Neogene formations of the Central Paratethys in the Ukraine. Geol. Carpathica, 48: 123–136. ANDREYEVA-GRIGOROVICH A. A., OSZCZYPKO N., ŒL¥CZKA A., SAVITSKAYA N. A. & TROFIMOVICH N. A. 1999 — The age of the Miocene salt deposits in the Wieliczka, Bochnia and Kalush are-as (Polish and Ukrainian Carpathian Foredeep). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 387: 85–86.

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.

BEAUMONT F. 1981 — Foreland basins. Geophys. J. Royal Astronom. Soc., 65: 291–329.

BU£A W. & JURA D. 1983 — Litostratygrafia osadów rowu przedgór-skiego Karpat w rejonie Œl¹ska Cieszyñprzedgór-skiego. Geologia, 9: 5–27. DOKTOR M. 1983 — Sedymentacja osadów ¿wirowych w miocenie na przedpolu Karpat. Stud. Geol. Pol., 78: 1–107.

GARECKA M. & OLSZEWSKA B. 1997 — O stratygrafii jednostki stebnickiej w Polsce. Prz. Geol., 45: 793–798.

GARECKA M., MARCINIEC P., OLSZEWSKA B. & WÓJCIK A. 1996 — Nowe dane biostratygraficzne oraz próba korelacji utworów mioceñskich w pod³o¿u Karpat Zachodnich. Prz. Geol., 44: 495–501. GARLICKI A. 1968 — Autochtoniczna seria solna miocenu Podkarpa-cia miêdzy Skawin¹ i Tarnowem. Biul. Inst. Geol., 215: 5–77. GADZICKA E. 1994 — Nannoplankton stratigraphy of the Miocene deposits in Tarnobrzeg area (northeastern part of the Carpathian Fore-deep). Geol. Quart., 38: 553–570.

GEDL P. 1997 — Palynological study of an olistholith from the so-cal-led Sucha Formation, Zawoja–1 borehole (Flysch Carpathians, Poland): age and palaeoenviroment. Ann. Soc. Geol. Pol., 67: 203–216. JAWORSKA J. 1998— Sedimentological features of the autochthonous Miocene deposits in the Bielowicko area. MSc thesis, Jagiellonian University, Institute of Geological Sc., Kraków, 1–97.

JURKOVA A. 1971— Die Entwicklung der badener Vortiefe im Raum der Mährischen Pforte und Gebiet von Ostrava (German Summary). Geol. Prace, 57: 155–160.

JURKOVA A., MOLÈIKOVA V., ÈTYROKY P. & POLICKY J. 1983— New Eggenburgian finds in NE Moravia (English Summary). Geol. Prace, 79: 153–168.

KOMOROWSKA–B£ASZCZYÑSKA M. 1965 —The anhydrite–less island in the profiles of the Rzeszów Foreland. Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. sci. geol. geogr., 13: 273–280.

KOSZARSKI A., KOSZARSKI L., ŒLÊZAK J. & IWANIEC M. 1995 — Calcareous nannoplankton from the terminal deposits of the Silesian Nappe, Polish Flysch Carpathians: stratigraphic implications. [In:] Flo-res J. A. & Sierro F. J. (Eds.): 5th INA Conference in Salamanca Proce-edings: 115–123.

KOTLARCZYK J. 1985 —An outline of the stratigraphy of Marginal Tectonic Units of the Carpathian orogene in the Rzeszow–Przemyœl area.[In:] Kotlarczyk J. (Ed.) — Geotraverse Kraków–Baranów–Rze-szów–Przemyœl–Komañcza–Dukla. Guide to excursion 4. XIII Congr. Carpath.–Balkan Geol. Ass., Cracow, Poland 1985: 21–32.

KOVAÈ M., NAGYMAROSY A., OSZCZYPKO N., ŒLACZKA A., CSONTOS L., MARUNTEANU M., MATENCO L. & MARTON E. 1998 — Palinspastic reconstruction of the Carpathian–Pannonian region during the Miocene. [In:] Rakus M. (Ed.): Geodynamic deve-lopment of the Western Carpathians, Slovak Geol. Survey, Bratislava: 189–216.

KRÓL E. & JELEÑSKA M. 1999 — The local magnetostratigraphic scale for the supra-evaporatic Miocene deposits in the northern part of Carpathian foredeep and its stratigraphic implications (drill-core Jam-nica S–119. Geol. Quart., 43: 509–518.

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. & JOCHYM P. 1997 — Charakterystyka mioceñskiej strefy subdukcji Karpat Polskich na podstawie wyników modelowañ ugiêcia litosfery. Prz. Geol., 45: 785–792.

KUCIÑSKI T. & NOWAK W. 1975 — Zarys stratygrafii utworów mio-ceñskich w rejonie Cieszyn–Andrychów (Stresz. refer.). Kwart. Geol., 19: 962–963.

KUCIÑSKI T., NOWAK W. & SZOTOWA W. 1975 — Problem straty-grafii utworów mioceñskich w otworze Bielsko 4 (B4) i Kêty 2 (K2) (Streszcz. ref.). Kwart. Geol., 19: 963–964.

£UCZKOWSKA E. 1995 — Korelacja biostratygraficzna miocenu z nowych wierceñ w Wieliczce. Geologia, 21: 255–265.

MEULENKAMP J. E., KOVAÈ M. & CICHA I. 1996 — On Late Oli-gocene to Pliocene depocentre migration and the evolution of the Car-pathian–Pannonian system. Tectonophysics, 266: 301–317.

MORYC W. 1989 — Miocen przedgórza Karpat zachodnich w strefie Kraków–Bielsko. [In:] Tektonika Karpat i Przedgórza w œwietle badañ geofizycznych i geologicznych. Referaty sesji Kraków 30. III.1989. Komisja Tektoniki Kom. Nauk Geol. PAN. Kraków: 170–195. NEY R. 1968 — Rola rygla krakowskiego w geologii zapadliska przed-karpackiego i rozmieszczeniu z³ó¿ ropy i gazu. Pr. Geol., 45: 1–82. NEYR., BURZEWSKI W., BACHLEDAT., GÓRECKI W., JAKÓBCZAK K. & S£UPCZYÑSKI K. 1974 — Zarys paleogeografii i rozwoju litologicz-no-facjalnego utworów miocenu zapadliska przedkarpackiego. Pr. Geol., 82: 1–65.

OSZCZYPKO N. 1997 —The Early–Middle Miocene Carpathian peri-pheral foreland basin (Western Carpathians, Poland). Prz. Geol., 45: 1054–1063.

OSZCZYPKO N. 1998 —The Western Carpathian Foredeep–deve-lopment of foreland basin in front of accretionary wedge and its burial history (Poland). Geol. Carpath., 49: 415–431.

OSZCZYPKO N. 1999 — Przebieg mioceñskiej subsydencji w pol-skiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 209–230.

OSZCZYPKO N. & TOMAŒ A. 1985 —Tectonic evolution of margi-nal part of the Polish Flysch Carpathians in the Middle Miocene. Kwart. Geol., 29: 109–128.

OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 1985 —An attempt to palinspastic reconstruction of Neogene basins in the Carpathian Foredeep. Ann. Soc. Geol. Pol., 55: 55–76.

OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 1989 — The evolution of the Mio-cene basin in the Polish Outer Carpathians and their foreland. Geol. Carpathica, 40: 23–36.

OSZCZYPKO N., OLSZEWSKA B., ŒLÊZAK J. & STRZÊPKA J. 1992 — Miocene Marine and Brackish Deposits of the Nowy S¹cz Basin (Polish Western Carpathians) — New Lithostratigraphic and Biostratigraphic Standarts. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci., 40: 83–96. OSZCZYPKO N.& LUCIÑSKA-ANCZKIEWICZ A. 2000 — Early steges of the Polish Carpathian fopredeep development. Slovak Geol. Mag., 6: 136–138.

OSZCZYPKO N., LUCIÑSKASKA-ANCZKIWICZ A. GEDL P. & MALATA E. 2000 — Paleogene autochthonous deposits at the base-ment of the Polish outer Carpathians and their paleogeographical impli-cations. Slovak Geol. Mag., 6: 1143–145.

PALENSKY P., ŠIKULA J. & NOVOTNA E. 1995 — Paleogeography and lithology of the autochthonous Miocene at North Moravia. [In:] Hamršmid B.(ed.). New results in Tertiary of West Carpathians II: 119–128, Hodonin.

PARUCH-KULCZYCKA J. 1999 — Genus Silocoplacentina (Class Amoebina) from the Miocene Machów Formation (Krakowiec Clays) of the northern Carpathian Foredeep. Geol. Quart., 43: 499–504. PERYT D. 1997 — Calcareous nannoplankton stratigraphy of the Mid-dle Miocene in the Gliwice area (Upper Silesia, Poland). Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sci., 45: 119–131.

PERYT D. 1999 — Calcareous nannoplankton assemblages of the Badenian evaporites in the Carpathian foredeep. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 387: 158–161.

PERYT T. M. & PERYT D. 1994 — Badenian (Middle Miocene) Ratyn Limestone in Western Ukraine and northern Moldavia: microfa-cies, calcareous nannoplankton and isotope geochemistry. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth sci., 42: 127–136.

PERYT T. M., PERYT D., SZARAN J., HA£AS S. & JASIONOWSKI M. 1998 — O poziomie anhydrytowym badenu w otworze wiertniczym Ryszkowa Wola 7 k. Jaros³awia (SE Polska). Biul. Pañst. Inst. Geol., 379: 61–78.

PICHA F. 1979 —Ancient submarine canyons of Thethyan continental margins, Czechoslovakia. AAPG Bull., 63: 67–86.

PICHA F. 1996 —Exploring for hydrocarbons under thrust belts —a challenging new frontier in the Carpathians and elsewhere. AAPG Bull., 80: 1547–1564.

PORÊBSKI S. & OSZCZYPKO N. 1999 — Litofacje i geneza piasków bogucickich (górny baden), zapadlisko przedkarpackie. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 57–82.

PRICE R. J. 1973 — Large scale gravitational flow of supracrustal rocks, Southern Canadian Rockies. [In:] De Jong K. A. & Scholten R. (Eds.): Gravity and Tectonics, Wiley, New York: 491–502.

ROYDEN L. 1993 —Tectonic expression of slab-pull at continental convergent boundaries. Tectonics, 12: 303–325.

ROYDEN L. & KARNER G. D. 1984 —Flexure of lithosphere beneath Apennine and Carpathian foredeep basins: evidence for insufficient topographic load. AAPG Bull., 68: 704–712.

RY£KO W. & TOMAŒ A. 1995 —Morphology of the consolidated basement of the Polish Carpathians in the light of magnetotelluric data. Kwart. Geol., 39: 1–16.

ŒL¥CZKA A. 1977 — Rozwój osadów miocenu z otworu wiertnicze-go Sucha IG–1 (Streszcz. refer.). Kwart. Geol., 21: 405–406. ŒLÊZAK J., KOSZARSKI A. & KOSZARSKI L. 1995 — Calcareous nannoplankton stratigraphy of the terminal flysch deposits from the Skole Nappe (Oligocene–Miocene, Polish Carpathians, Krosno Beds). In: Flores J. A. & Sierro F. J. (Eds.): 5th INA Conference in Salamanca Proceedings: 267–277.

STRZÊPKA J. 1981— Dolnomioceñska mikrofauna z wiercenia Sucha IG 1, Polska. Biul. Inst. Geol., 331: 117–122.

VAN COUVERING I. A., AUBRY M. P., BERGGREN Q. A., BUJAK J. P., NAESEN C. W. & WIESER T. 1981—Terminal Eocene event and the Polish connections. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 36: 321–362.

WDOWIARZ S. 1976 — O stosunku Karpat do zapadliska przedkar-packiego w Polsce. Prz. Geol., 24: 350–357.

WÓJCIK A. & JUGOWIEC M. 1998 —The youngest members of the folded Miocene in the Andrychów region. Prz. Geol., 46: 763–770. ¯YTKO K. 1997—Electrical conductivity anomaly of the northern Carpathians and the deep structure of th orogen. Ann. Soc. Geol. Pol., 67: 25–44.