O rozmiarach przesunięć poziomych w północnych Karpatach Fliszowych

R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C I É T É G É O L O G I Q U E D E P O L O G N E

Tom (Volume) XLI — 1971 Z eszyt (Fascicule) 1 K raków 1971

HENRYK SWIDZIŃSKI

O ROZMIARACH PRZESUNIĘĆ POZIOMYCH W PÓŁNOCNYCH KARPATACH FLISZOWYCH

(15 fig.)

The exten t of horizontal displacements in the Northern F lysch Carpathians

(15 Figs.)

WSTĘP

N ajw ażniejszym argum entem , przem aw iającym za płaszczow inow ą b u ­ dową jakiegoś łańcucha górskiego, jest stw ierdzenie dużych nasunięć sfał- dowanych mas skalnych. Jednakże konkretne ustalenie wielkości n asunięć byw a trudne i znacznie częściej posługujem y się metodam i pośrednim i (różnice facji, styl tektoniczny etc.). Teoria o dużych nasunięciach w K ar­

patach m a długą trad y c ję. Już E. S u e s s (1883, t. I, s. 247— 8 i 1909, t. III, s. 252) przyjm ow ał nasunięcie fałdów karpackich na wschodnie Sudety, na Śląski Basen Węglowy i n a płytę Podola. Pogląd ten pow tórzył M. B e r ­ t r a n d (1898), w yrażając przypuszczenie o istnieniu dwóch płaszczowin fliszowych w K arpatach zachodnich.

Problem budowy płaszczowiny K arp at został zdecydowanie postaw iony na początku obecnego stulecia przez M. L a g e o n a dla T a tr i P ien iń ­ skiego Pasa Skałkowego (1903). Dwaj ówcześni geologowie karpaccy — młody, początkujący geolog polski M. L i m a n o w s k i (1905, 1906) i zna­

ny profesor w iedeński V. U h l i g (1907) — rozciągnęli tę teorię na całe K arpaty. Zaakceptowali ją następnie wszyscy badacze K arpat, jakkolw iek dla w ielu wyróżnionych płaszczowin karpackich brak było należytego uza­

sadnienia. W skutek tego jeszcze po II wojnie światowej niektórzy geolo­

gowie radzieccy negowali istnienie płaszczowin w K arpatach fliszowych (M. W. M u r a t ó w 1947, A. A. B o g d a n o w 1949, J. M. P u s z c z a - r o w s k i j 1951) i naw et w Alpach (W. W. B i e ł o u s o w , M .W . G z o w - s k i j , A. A. G o r i a c z e w 1951).

Wielkość nasunięć w K arpatach byw ała często oceniana tylko na pod­

staw ie różnic w budowie geologicznej sąsiadujących ze sobą jednostek strukturalnych. Taka ocena mogła być bardzo problem atyczna. Od kilku­

dziesięciu la t prowadzone są na obszarze K arp at fliszowych liczne głębokie w iercenia, głównie ,w poszukiw aniu ropy naftow ej i gazu, a także u k ry ­ tych pod zachodnimi K arpatam i złóż węgla. W iercenia te, zwłaszcza w ostatnich dw udziestu latach dostarczyły nadzwyczaj interesującego m a­

teriału, szczególnie dla poznania stosunku K arpat do Przedgórza, M ateriały te są -rozproszone w różnych publikacjach polskich, czeskosłow ackich i r a ­ dzieckich.

Osobny problem przedstaw iają przemieszczenia poziome w skutek sfał- dowania utjworów fliszowych. ¿fałdow anie to, niezależnie od większych nasunięć, spowodowało zm niejszenie się szerokości strefy fliszowej w po­

rów naniu z pierw otną szerokością jej basenu sedym entacyjnego (karpacka geosynklina fliszowa). Próby rozprostow ania płaszcza fliszowego znajdu­

jem y u autorów, którzy konstruow ali m apy paleogeograficzne strefy fli­

szowej. Należy w ym ienić tu przede w szystkim pioniera tych prac J. N o- w a k a (1927, 1929), i jego ucznia — M. K s i ą ż k i e w i c z a (1956 a, b).

Duże przesunięcia poziome przyjm ow ał E. S p e n g l e r (1937). Próby te m ają raczej charakter jakościowy niż ilościowy. Pierw szej próby dokład­

niejszego ilościowego obliczenia zw ężenia s tre fy fliszow ej K a rp a t północ­

nych w sk u tek sfałdow ania dokonał B. S w i d e r s k i, zm arły w 1943 r.

Od tego czasu przybyło dużo now ych m ateriałów k arto g raficzn y ch i z w ierceń, k tóre pozw alają n a bardziej precyzyjne potrak to w an ie .tego ciekawego problem u.

P ierw szą pracę o rozm iarach przesunięć poziomych w północnych K ar­

patach fliszowych autor przesłał na X X M iędzynarodowy Kongres Geolo­

giczny w M eksyku w r. 1956. Podobnie jak większość innych m ateriałów kongresowych nie została ona w ydrukow ana do tej pory. Podano z niej jedynie k ró tk ie streszczenie (H. S w i d z i ń s k i, 1957). W p ra cy tej p rze­

prowadzono po raz pierw szy na większą skalę próbę określenia wielkości zwężenia, jakiem u podległa fliszowa strefa K arpat północnych na skutek sfałdowania i nasunięć. Jednocześnie przeprowadzono ocenę, jak w w yniku powyższego należałoby przesunąć poszczególne strefy fliszowe (jednostki tektoniczne), aby znalazły się w przypuszczalnie siwym pierw otnym poło­

żeniu, tj. w m iejscu swych basenów sedym entacyjnych, z których zostały wyprowadzone.

Obecna praca jest zm odernizowana w stosunku do poprzedniej;

uwzględniono w niej najnowsze, dostępne m ateriały kartograficzne i w iert­

nicze. Obliczenia zwężenia geosynkliny karpackiej w skutek fałdow ania zostały oparte głównie n a przekrojach przez K arpaty polskie. Część prze­

krojów była w ykonana przez Oddział K arpacki In sty tu tu Geologicznego.

Za udostępnienie ich do obliczeń autor dziękuje D yrektorow i Oddziału, prof. St. W d o w i a r z o w i .

P raca dotyczy głów nie K arp at północnych i północno-w schodnich, po­

ruszając tylko częściofwo zagadnienia K arpat zachodnich i w ew nętrznych.

OGÓLNY PODZIAŁ KARPAT

K arpaty jako całość byw ają dzielone w sposób rozm aity przez geogra­

fów i geologów. Z p u n k tu w idzenia budow y geologicznej, charakteru m or­

fologicznego i kierunków grzbietów górskich najodpow iedniejszy w ydaje się podział n a K arp aty w ew nętrzne i zeiwnętrzne, będący sui generis m odyfikacją podziałów, stosowanych dotychczas (fig. 1). Do K arp at w e­

w nętrznych należą dwa izolowane m asyw y (bloki), a m ianowicie na za­

chodzie K arpaty C entralne (blok Słowacki), na wschodzie masyjw połud­

niow y (blok Transylw anii). Oba m asyw y (przedziela głębokie zapadlisko, stanowiące północną część basenu węgierskiego (Alfóld). W skład obu blo­

ków wchodzą rozm aite form acje geologiczne, zm etam orfizow any paleozoik z m agm atycznym i intruzjam i, mezozoik (na ogół niefliszowy) i trzeciorzęd.

1 Jego niedokończona, 'bardzo interesująca praca została opublikowana dopiero w 1952 r.

— 183 —

S tru k tu ra bloków jest bardzo urozmaicona i skornlplikoiwama, bez w yraźnej lineacji wielkich form tektonicznych. W zasadniczych zarysach zostały one uform ow ane pod koniec okresu kredowego i później uległy tylko niew iel­

kim zmianom. W czasie fałdow ań karpackich (faza sawska i styryjska H. S t i l l e g o , 1953) zachowały się one w stosunku do K arp at zew nętrz­

nych jako m asy sztywne.

W przeciw ieństw ie do poprzednich K arpaty zew nętrzne stanow ią nie­

przerw aną strefę fałdową, ciągnącą się na przestrzeni ponad 1300 km od

W 1 << < < <

+ + + < < <

100 200km

_J_____ l

Fig. 1. Regionalny podział Karpat. 1 — Karpaty Centralne; 2 — Transylwania Fig. 1. Regional division of the Carpathian Mountains: 1 — Central Carpathians;

2 — Transilvania

basenu wiedeńskiego (od Bratysław y) do przełom u „Żelaznych W rót” na D unaju m iędzy R um unią a Jugosław ią. W strefie tej można wydzielić kilka sektorów, różniących się m iędzy sobą kierunkam i fałdów i częściowo sty­

lem tektonicznym . W sektorze północno-zachodnim fałdy m ają kierunek SW-NE (kierunek „śląski” K. T o ł w i ń s k i e g o , 1922); w północnym przew ażają kieru n k i W-E (kierunek „tatrzański” K.T.); we wschodnim po­

dobne, ale przechodzące w kierunek N-S i w reszcie w południow ym domi­

n u ją kierunki E-W. We w szystkich odcinkach przew aża silna w ergencja fałdów n a zew nątrz łuku karpackiego. G ranice m iędzy poszczególnymi sektoram i są czysto umowne.

Podział taki (fig. 1) pokryw a się zasadniczo z głównymi geograficznym i i geologicznymi elem entam i K arpat, różni się natom iast od podziału H. S t i l l e g o (1953), opartego na „linii Szamos”. Podział H. S t i l l e g o nie może być uznany za słuszny. A utor niniejszej pracy nie widzi dlań uzasadnienia geologicznego. Poszczególne elem enty stru k tu raln e K arpat

zew nętrznych — długie fałdy, łuski i nasunięcia — dają się śledzić bez przerw y dziesiątkam i lub setkam i kilom etrów . Jedne elem enty przechodzą stopniowo w drugie i na „linii Szamos” nie zaznaczają się w nich żadne specjalne zmiany. To samo obserw ujem y w blokach w ew nętrznych.

Sektory północno-zachodni, północny i północno-wschodni składają się praw ie wyłącznie z fliszu (kreda — paleogen). W sektorze wschodnim po­

w ażną rolę odgrywa także „wschodniokarpacki masyw, krystaliczny” , zło­

żony ze skał m etam orficznych i z niefliszowego mezozoiku. Przynależność tego m asyw u do K arpat fliszowych (zewnętrznych) uzasadnili J. N o w a k (1927) i D. A n d r u s o v (1933). W sektorze południowym (Ka*rpaty po­

łudniowe) flisz zanika praw ie całkowicie i góry są zbudowane ze skał k ry ­ stalicznych. S trefa zew nętrzna zaw dzięcza swój ch a ra k te r głównie bardzo intensyw nym fałdow ani om neogeńskim.

ZEWNĘTRZNY BRZEG KARPAT

Tektoniczny charakter zewnętrznego brzegu K arpat został już dawno stw ierdzony przez W. T e i s s e y r e’a (1921) i J. N o w a k a (1926/27), jakkolw iek ówczesne interpretacje nie zawsze były słuszne. O statnio pro­

blemem ty m zajm ow ał się specjalnie K. T o ł w i ń s k i (1950).

Flisz karpacki (kreda i paleogen) jest na całej rozpatryw anej długości nasunięty na utw ory miocenu, w ypełniające tzw. zapadlisko podkarpackie (W. T e i s s e y r e, 1921). Nasunięcie to zostało najpierw stw ierdzone w K arpatach północno-wschodnich.

K arpaty północno-wschodnie

Od Przem yśla aż po rzekę Czeremosz ciągnie się przy brzegu K arpat szeroki pas utw orów m iocenu starszego (akiwitan? — torton), sfałdowanych i nasuniętych na niesfałdow any autochtoniczny miocen. Obecność tych dwóch stref tektonicznych została udowodniona przed trzydziestu laty przez H. de C i z a n c o u r t ’a (1925). K artqgraficznie zostały one w ydzie­

lone już na m apie K. T o ł w i ń s k i e g o (1939). S traty g rafią ich zajm o­

wało się ostatnio w ielu geologów radzieckich (O. S. W i a ł o w, 1951;

S. M. K o r i e n i e w s k i j, 1952; M .Y . S i e r o w a , 1955). W schodnia część zapadliska może być zatem podzielona n a dw ie części: 1. strefę ze­

w nętrzną, niesfałdow aną i autochtoniczną, oraz 2. strefę w ew nętrzną, sfał- dow aną i nasuniętą na pierw szą. Tę drugą strefę nazw ał K. T o ł w i ń s k i (1950) „płaszczowiną ¡stebnidką” ze w zględu na ch arak tery sty czn e dla niej

„pstre m argle stebnickie”, w ieku helw et-dolny to rto n (Cz. K u ź n i a r , 1939; M. Y. S i e r o w a, 1955). B. Ś w i d e r s k i (1943/1952) dał jej m iano

„płaszczowiny przedgórskiej”, w yłączając z niej fałdy pokuckie jako osobną

„płaszczowinę” . Płaszczyzna nasunięcia strefy w ew nętrznej na zew nętrzną jest m iejscam i strom a (K. T o ł w i ń s k i , 1950), ale na ogół łagodna.

W. B. S o ł ł o g u b (1955) na podstawie w ierceń i badań sejsm icznych w okolicy S try ja podaje, że nachylenie tej płaszczyzny nie przekracza 20°

i m aleje k u południowem u zachodowi. Rozmiar poziomego nasunięcia stw ierdzony wynosi 5—6 km. Tę sam ą liczbę podawali wcześniej dla okolic Kałusza (NW od Stanisławowa) na podstawie w ierceń Cz. K u ź n i a r (1939) i T. C h l e b o w s k i (1947). P rzy samym brzegu K arp at mioceń­

skie utw ory są przefałdowane z fliszem paleogeńskim i kredow ym , tworząc znane od daw na wgłębne fałdy Nahujowic, Rypnego (Perehińska) i Bitko-

— 185 —

w a (H. Z a p a ł o w i c z, 1886; K. T o ł w i ń s k i , 1926/27; J. N o w a k , 1929). Tu należą także fałdy pokuckie (B. S w i d e r s k i , 1925). Tę strefę

„przyikarpacką”, łącznie z n iek tó ry m i łuskam i fliszu, w ydzielił swego czasu J. N o w a k jako „wschodnio k arp ack ą 'grupę 'brzeżną” (1926/27, 1929).

B rzeżną strefę właściwego fliszu nazw ał jeszcze wcześniej „płaszczowiną skolską” (1914), przyjm ując jej daleki szariaż. Później przyjęła się dla tej strefy nazwa „K arpat skibowych” (K. T o ł w i ń s k i , 1926/27).

W Borysławiu kreda górna i paleogen, tworzące brzeg K arp at fliszo­

wych, są nasunięte na osady mioceńskie otulające tam tejszy w głębny fałd (A. H e i m , 1919; K. T o ł w i ń s k i , 1934—37). Rozmiar nasunięcia fli­

szu na miocen, stw ierdzony wierceniam i, w ynosi co najm niej 8,5 km.

W głębny fałd Borysławia przedstaw ia fałd leżący o w ytartym skrzydle odwróconym, przesunięty również na północny wschód. O statnio geologo­

wie radzieccy stw ierdzili pod nim na głębokości 2300—2400 m jeszcze jeden fałd (I. F. K l i t o c z e n k o i K. K. M a n w i e ł o w a , 1955; R. M. N o- w o s i l e c k i j , 1960), in terp retu jąc go jako podobny w stru k tu rze do pierwszego (fig. 2). Przekrój podany przez w ym ienionych autorów pozwala przyjąć, że m inim alne nasunięcie górnego fałdu („a” na fig. 2) na dol­

ny („b”) w yniesie około 5 km i należy ustalić co najm niej 3—4 km dla nasunięcia fałdu dolnego n a podłoże. Sum ując te liczby: 8 ,5 + 5 + 3,5 otrzy­

m am y 17 km jako m inim alną wielkość przem ieszczenia się brzeżnych m as K arp at w k ierunku północno-wschodnim. Jednakże w żadnym z n ajb ar­

dziej na południe położonych otw orów w iertniczych nie stw ierdzono ani skrętów synklinalnych pomiędzy w ym ienionym i jednostkam i, ani naw et tendencji w tym kierunku. Przeciwnie, fałd borysław ski staje się ku południow em u zachodowi bardziej zgnieciony, m asy nasunięte całkowicie gubią młodsze form acje w skrzydle odwróconym i w końcu kreda nasuw a się bezpośrednio na miocen.W szystko to w skazuje, że rozm iary nasunięć poszczególnych elem entów są znacznie większe, niż podano wyże^j i że ogólna wielkość przemieszczenia dzisiejszego brzegu K arp at w stosunku do miocenu nie będzie m niejsza niż 20 km.

Na południow y wschód od Borysławia, m iędzy Rypnem (Perehińskiem ) a Bitkow em koło Nadwornej brzeg K arp at tw orzy charakterystyczną za­

tokę (fig. 3). P rzedstaw ia ona półokno tektoniczne, w k tó ry m spod n asu ­ niętego fliszu „płaszczowiny skolskiej” w yłania się miocen, przefałdow any z fliszem „w głębnym ” (A. H e i m , 1919; B. B u j a l s k i , 1925, 1938;

K. T o ł w i ń s k i , 1939). W Bitkowie miocen ukazuje się spod kredy w praw dziw ych oknach tektonicznych. Fałdy w głębne Bitkowa, P erehiń- ska etc. są niew ątpliw ie przedłużeniem strefy Borysławia. Ich bliski zwią­

zek potw ierdza odkrycie przez geologów radzieckich fałdu głębokiego na now ych terenach naftow ych Doliny, o 20 km na północny zachód od P ere- hińska. Donosi o tym arty k u ł G. N. D o l e n k i (1955).

Ja k w ynika z pracy B. B u j a l s k i e g o (1925) i przekroju W. Ż e ­ l e c h o w s k i e g o , w okolicy Bitkowa m am y do czynienia z dwoma du­

żym i nasunięciam i (fig. 4). Na fałdy wgłębne pokryte m iocenem nasunięta jest bardzo płasko „skiba brzeżna”. Stw ierdzony rozm iar tego nasunięcia w ynosi 12 km , p rzy czym nie dotarto jeszcze do sk rętu synklinalnego.

Na skibie brzeżnej leży „skiba wyższa” (skiba Jasienia), której resztki ero­

zyjne tw orzą płaty tektoniczne K repy i Hygi na północ od Bitkow a (B. B u - j a 1 s k i, 1938). Rozmiar poziomego nasunięcia wyższej skiby na niższą wynosi 10 km.

Przemieszczenie skiby wyższej w stosunku do m iocenu wynosi zatem przeszło 22 km. Fałdy w głębne także są obalone i nasunięte. Nie m am y

8,5km uz

— .••5^ W .

0 te j*

œ £ es 01 ^

2 +J «3

S cd

tí c

D '03

.-. SgO o«5

05

<U Qj ij

g* so - ■ cd

¿4' o

a > 7 ..

—i11 cay W M C o • ~ S-*

& S é o Ô >>

¡3§ Sb

<¡ o

j O C P5 <P 0)

W>a -a

<u ^ cd o Ma

^ 3 oB M fife

«§■3

—1 , co

« ^ 0J O P3 73 o t í °

° S w

£ « Q C ïï

■ tí cü 5* « y<D O J C ^h K qO 0^0) S S-1

qj QJ XS 3 fe * ÍLjÇÜ , T3 & 1 O*,<N I •-V °

.10 « .2 -¿>á 0) J2_{t/3 -h tí} 'CJ<¡■ O <D

cd aj _{<-1 .} ü3 H O rt

í 1 11

■SS - - a

<L) W P<

o g ’S 13

« | m o

^ „-y CQ. . O ^5

o aÜÖ

É *2 fe I

£ 5 1

•P o WCO S # i « r

^ cd te 11 f l Ï Î I

g ? tuo >»

n O^T3 i ° i 8 2 I I t§ <u t,

^ 5s a ö

£ ^ <u

>» C"

tí >-,

^ te « — O !> CJ tí '§ ! .§ «

s í ° ” t»ow >> >»

cd ¿J ^

"O* p O tú ^ * X) ^>yi *0 i cd 1 " | gS-i C3 S-i .

» •'S 'S , I

c i S g » I y —' I O C'—<U' «3 NO

cd § cû uO cd t3_U X>ö

tí O r!

s&Æ<u > 0) cd X) ajö o

■^hch üïi i î go. ï ï I - 3 - s

§ " 8 ° I

5 « | " .

^ ca Tt< 1}

W rrt c^-* •r—t

w g ^ -ł-a g g S S ä 1 8 5C bjD co ß!O 5 ^

§ ° i s | r .

■j_{Cd-P ^Tj} nJ o M

ü 01-1 ^t_i t TT

fcj) CJ

s

y c P3

dl u

? ® ? B S a “ J CM

•Hb£) h n B « ,.S» I §

— 187 ^—

Fig. 3. Szkic geologiczny brzegu Karpat w okolicy Nadwornej. Według B. B u j a l - s k i e g o (1925, 1938) i K. T o ł w i ń s k i e g o (1939). 1 — Kreda górna (warstwy inoceram owe); 2 — paleocen-eocen; 3 — łupki m enilitowe (eocen górny?); 4 — oli- gocen (warstwy polanickie); 5 — miocen (formacja solonośna starsza etc.); 6 — linie

dużych nasunięć; a—ib — linia przekroju na fig. 4

Fig. 3. Geological sketch-map of the border part of the Carpathians in the vicinity of Nadworna. After B. B u j a l s k i (1925, 1938) and K. T o ł w i ń s k i (1939). 1 — Upper Cretaceous (Inoceramian Beds); 2 — Paleocene-Eocene; 3 — M enilite shales (Upper Eocene?); 4 — Ołigocene (Polanica Beds); 5 — Miocene (Older Salt Formation

etc.); 6 — important overthrusts; a—ib — line of section, see Fig. 4

dostatecznych danych do obliczenia tych nasunięć, ale z załączonego prze­

k ro ju wynika, że będą one w ynosić co najm niej 6—7 km. Wobec tego po rozprostow aniu fałdów brzeg skiby brzeżnej znalazłby się o 18— 19 km na południowy zachód (to samo co w Borysławiu). Skibę wyższą, odpowia­

dającą prawdopodobnie czołowej strefie skiby orowskiej w Borysławiu, należałoby cofnąć jeszcze o 10 km, łącznie zatem o 30 km w stosunku do dzisiejszego położenia 1.

1 W materiałach rękopiśmiennych autora znajduje isię nie zinterpretowany przez niego przekrój R. M. N o w o s i l e c k i e g o przez rejon Bitko wa, zamieszczony w ar­

Na wschód od Nadwornej skiba górna (Jasienia) pokryw a całkowicie skibę brzeżną, dochodząc do kontaktu z miocenem (B. B u j a 1 s k i, 1938;

H. T e i s s e y r e , 1928). W odległości 30 km na południowy wschód od N adw ornej brzeg skiby cofa się n a w ielkiej poprzecznej „elew acji pokuc- k iej” (B. S w i d e r s k i , 1925, 1930). Spod „płaszczowiny skolskiej” u k a­

zują się „fałdy pokuckie” , w których jądrach w ystępuje flisz górnokre- dowy. Budowa tego interesującego obszaru została poznana głównie dzięki pracom B. S w i d e r s k i e g o (1925, 1927, 1930), B. B u j a l s k i e g o (1930), W. B r u d e r e r a (1926) i H. T e i s s e y r e’a (1937). W skazuje ona na łączność fałdów pokuckich ze strefą borysław ską (miocen sfałdo- w any z fliszem). Dowodem jest obecność miocenu (starsza form acja solo- nośna) w synklinach fałdów pokuckich.

a - b

Fig. 4. Przekrój geologiczny przez brzeg Karpat w Bitkowie. Według D. Ż e l e c h o w ­ s k i e g o (1925) i B. B u j a l s k i e g o (1925, 1938) — zestawił H. S w i d z i ń s k i . 1 — Kreda górna (warstwy inoceramowe) ; 2 — paleocen-eocen; 3 — łupki m enili-

towe; 4 — oligocen (warstwy polanickie); 5 — miocen (formacja solonośna) Fig. 4. Geological section across the Carpathian border at Bitkow. After D. Ż e l e ­ c h o w s k i (1925) and B. B u j a l s k i (1925, 1938) — compiled by H. S w i d z i ń ­ s k i . 1 — Upper Cretaceous (Inoceramian Beds); 2 — Paleocene-Eocene; 3 — Menilite

shales; 4 — Oligocene (Polanica Beds); 5 — Miocene (Salt formation)

*

Nasunięcie „płaszczowiny skolskiej” na fałdy pokuckie jest doskonale widoczne w zachodniej części terenu. Zachowały się naw et płaty tek to ­ niczne (fig. 5). Na podstawie m apy i przekroju (fig. 6) m ożna przyjąć m i­

nim alny rozm iar nasunięcia brzegu K arpat na fałdy pokuckie na 14 km.

Nieznana jest wielkość nasunięcia fałdów pokuckich na miocen, ale na pewno nie będzie ona m niejsza niż parę km. Dochodzi tu jeszcze zwężenie skutkiem sfałdowania, które B. S w i d e r s k i (1943/1952) obliczył na podstawie sporządzonych przez siebie przekrojów na średnio 46%. Przy szerokości fałdów pokuckich 16 km otrzym am y dodatkowo ponad 13 km.

Łącznie m ożna p rzy jąć 27 km jako m inim alną wielkość poziomego p rze­

sunięcia brzegu K arp at na Pokuciu.

Budowa geologiczna brzegu karpackiego w ykazuje na całej długości K a rp a t północno-wschodnich ten sam charakter. Dlatego m am y prawo

tykule J. M. D u b i e k i e g o (1960). Przekrój ten nie zmienia w zasadniczy sposób obliczeń autora (przyp. red.).

— 189 ^—

Fig. 5. Szkic geologiczny Karpat Pokuckich między rzekami Prut i Czeremosz. Według B. S w i d e r s k i e g o (1927) i B. B u j a l s k i e g o (1930). 1 — kreda górna (war­

stwy inoceramowe); 2 — paleocen-eocen; 3 — oligocen (z lupkami m enilitow ym i);

4 — miocen starszy siałdowany; 5 — miocen młodszy niesfałdowany; 6 — granica nasunięcia strefy fałdów skibowych; 7 — przypuszczalny rozmiar nasunięcia strefy

fałdów skibowych na fałdy pokuckie; 8 — linia przekroju na fig. 6

Fig. 5. Geological sketch-map of the Pokutie Carpathians between the rivers Prut and Ceremos. After B. S w i d e r s k i (1927) and B. B u j a 1 s k i (1930). 1 — Upper Cretaceous (Inoceramian Beds); 2 — Paleocene-Eocene; 3 — Oligocene (Menilites shales inclusively); 4 — Older Miocene folded; 5 —■ Younger Miocene unfolded;

6 — 'boundary of the overthrust of Zone of (the „Skiba” folds; 7 — supposed magnitude of the „Skiba” golds overthrust on the Pokutie folds; 8 — line of section, see Fig. 6

CTj I 'fi*

\\\

k\ \>N\ \

w^1!

03 r>_

■-H t> QJ

tí '°

Ë M fco»

cd1

<u ; eo .

►»«

<u

am

&

O Tj<

CU

Dfl^{ot N}¿4 ^{. . .} 3 Q S * S ! 1

Q G 3 cd

« &3 ? I : -b .&•£ 2 ;c

, « X ^cd ■

^■3 ] Ê

W T3 !*) >* ^!°

^ to 3 o 2 >

~{U C , M ö5 1{3 ® oj -

; CL, 2 .„ u %

= % « I r V g }S * 8

< p< 0 3 « S $ £a>

á 4) O w 1 b l “ i tí (U eg W

3 ot o; +» tí aj

■o p 2 o

j '7! .5 P< <u •**

■4 O «-ł * l~~* CJ 5 s_- ■« W -£ I

Cd I _h¿ ^

a I ■áo ß

’ K S t ?

; s i ftc a «y w a ÛJ Î ° s j > £ 8 3 S 6 §

< o OT ~ aj pi

<y 2 & § °

* I 2 13 w I

3 C C ^ .

3 M E -3 tí S

¡ W « jS J-4371

<D W

I

§

a) aj *h tí p 0 3,2 v

cd ft tí

■_C+■_O» Ctf _{P H}

>> W p,

S-i t í

0 Í-1 I

„1 -ä (U .+->

f 11

° ’a i

CU I

I—<

p<t> • -

- ^ J2

« ->2 tí cd o

^ Sr, ^*W

•^ ° ^{„ ,}

•P rj U , O *-£

tí 3

*"» ¿A v. cd q u

X N rf tí

? o ^ « 1 _. <L> O

tí is o 10 cd **-*

»H _ C

• - 3 ß w 03 3 2 u m o O ” «H

tu a) -Q

O tí T'w M <u

<U . O a cd rü C ^ cd 3 °Ä_{r t í} 03 in co <d

r. ^ r:

cd 2 0 S ö-N 'S.- I

<U

o 0

O <0 tí

•- -a c .^4

u S a> id^

ć o W ^ c

>> o _ U <u

M * S I S

cu I

<i> cC

tí cu Ji C S £ £ 0 cn 5 cd -i^. ßi—< </?

Æ <U O'O

~ -0 75I C-?

1 CJ 3

^ cd ÍM <U o

^ 0 0

O o aj

tí tí m o jj S 3

G r! U - 1 Pi,tí

OT

<U <U -rt •- 05

^ J=! tí £áCD -fJ 2 ^Cd

O Cd i-H 23

(/J «M WO©

^ ° - 0 ;g Í

»6-d

¿ <UM ^ 0) > CQO o T) .tí <D& * w

— m c .2 <u M

<u Im

frt - Cj i E;ra 10 'S '

przyjąć, że brzeżne m asy K arp at fliszowych na przestrzeni od Przem yśla po Bukow inę zostały przesunięte co najm niej o 20—25 km w kierunku północno-wschodnim i nasunięte na miocen.

S trefa miocenu sfałdowanego także jest nasunięta na zew nętrzną część zapadliska podkarpackiego co najm niej na 6—7 km (W. B. S o ł ł o g u b , 1955). Należy również uwzględnić zwężenie tej strefy skutkiem sfałdow a- nia. B rak przekrojów poprzecznych nie pozwala na obliczanie tego zwę­

żenia. Pom iary, w ykonane przez J. C a d i s c h a (1953) na przekrojach niezbyt intensyw nie sfałdow anych części J u ry szwaj carsko-francuskiej, w ykazały zwężenie o około 25%. Miocen w ew nętrznej strefy zapadliska podkarpackiego na pewno n ie jest mniej intensyw nie sfałdow any i dlatego nie popełnim y przesady, przyjm ując dla niego również 25%. B. Ś w i d e r ­ s k i (1943/1952) przyjął dla jednego przekroju 28%. Przy przeciętnej sze­

rokości tej strefy 20 km jej rozprostow anie przyniosłoby dodatkowo 6,5 km. W całości zatem należałoby przyjąć, że w K arpatach północno- -wschodnich brzeżne m asy fliszu zostały podczas fałdow ań przesunięte w k ierunku północno-wschodnim co najm niej o 30— 40 km. O ta k ą od­

ległość należałoby cofnąć dzisiejszy brzeg K arp at w k ierunku południowo- -zachodnim, aby jego utw ory znalazły się w pobliżu swego pierwotnego położenia sedym entacyjnego. W ypadłoby to mniej więcej na środek dzi­

siejszego w ew nętrznego synklinorium karpackiego.

K arpaty północne i zachodnie

Na zachód od Przem yśla zm ienia się budow a brzegu karpackiego. Znika całkowicie strefa starszego miocenu sfałdowanego, kryjąc się pod w y­

stęp „sigmoidy Przem yśla” (H. Ś w i d z i ń s k i , 1953; B. S w i d e r s k i , 1943/1952). Wzdłuż brzegu K arpat rozpościerają się wyłącznie utw ory to r- tonu. Są one ułożone płasko i tylko w w ąskim pasie przy kontakcie z fli­

szem uległy zdyslokow aniu. N iem niej jed n ak to rto n w yraźnie zapada pod flisz, a naw et jest z nim przefałdowany. W iemy o tym z kopalni soli w Bochni i Wieliczce.

W Bochni, między Tarnow em a Krakow em , przed frontem K arpat znajduje się strefa szerokości 2 km, zbudow ana z miocenu (dolnotortońska form acja solonośna), przefałdow ana z fliszem (T. C h l e b o w s k i , 1947;

J. P o b o r s k i , 1952; K. S k o c z y l a s - C i s z e w s k a , 1952). Na tę stre­

fę nasuw a się flisz tzjw. „płaszczowiny śląskiej” (fig. 7). Rozm iary pozio­

m ych przesunięć są tru d n e do stw ierdzenia. Na zachód od Bochni K. S k o- c z y l a s - C i s z e w s k a w yróżnia brzeżną część fliszu w postaci płasko leżącej „Łuski Gierczyc” (fig. 7, przekrój górny). Nasunięcie tej łuski na miocen, stwierdzone zdjęciam i geologicznymi i wierceniam i, wynosi ponad 3 km. B rak jest bezpośrednich dan y ch odnośnie stosunku m iocenu sfałdow anego do niesfałdow anego oraz odnośnie do w ielkości nasunięcia płaszczowiny śląskiej na łuskę Gierczyc, ew entualnie bezpośrednio n a miocen.

W Wieliczce (12 km na SE od K rakowa) sytuacja jest podobna. U tw ory solonośne są przy brzegu K arp at sfałdowane, zapadają ogólnie pod flisz i zaw ierają jego strzępy, przefałdow ane ze sobą. R ozm iary n asu ­ nięcia tego bnzegu nie są znane. W starym w ierceniu w Rzeszotarach (12 km na S od Krakowa), 3,5 km od brzegu K arp at podaje W. P e t r a s c h e c k (1909/1910), że pod neokom em karpackim znajduje się zaburzony paleogen, leżący niezgodnie (tektonicznie) na w apieniach górnej jury. W głębokości 660 m natrafiono na biały „ tu fit” . Możliwe, że m am y tu do czynienia także

— 191 —

z miocenem, albowiem w tej części K arp at tu fity są bardzo ch arak tery ­ styczne dla starszego tortonu (F. B i e d a , 1953). Jednakże ostatnio stw ier­

dzono je również w oligoceńskich w arstw ach krośnieńskich (M. K s i ą ż - k i e w i c z , T. W i e s e r , 1954). Niezależnie od tego nasunięcie brzegu K arp at na przedpole przekracza 3 km. Podobnie przedstaw ia się stosunek K arp at do przedpola na zachód od K rakow a (M. K s i ą ż k i e w i e z , 1953).

Fig. 7. Przekroje geologiczne przez brzeg Karpat w okolicy Bochni. Według K. S k o ­ c z y l a s - C i s z e w s k i e j (1952) i J. P o b o r s k i e g o (1952). I — ipłaszczowina śląska; II — łuska Gierczyc: 1 — kreda dolna; 2 — kreda górna; 3 — paleocen- -eocen; 4 — oligocen (warstwy 'krośnieńskie); 5 — miocen; A — flisz w jądrach

fałdów Bochni

Fig. 7. Geological cross-sections trough the Carpathian border in the region of Boch­

nia. After K. S k o c z y ł a s - C i s z e w s k a (11952) and J\ P o b o r s k i (1952). I — Silesian nappe; II — Gierczyce scale: 1 — Lower Cretaceous; 2 — Upper Cretaceous;

3 — Paleocene-Eoeene; 4 — Oligocene (Krosno Beds); 5 — Miocene; A — Flysch in the core of Bochnia folds

W zachodnim końcu K arp at północnych wiercenia, w ykonyw ane od lat 50 w poszukiw aniu karbonu produktyw nego pod K arpatam i, stw ierdziły istnienie dużych, płaskich nasunięć (W. P e t r a s c h e c k , 1909/10, 1928).

O statnie prace K. T o ł w i ń s k i e g o (1950) i A. T o k a r s k i e g o (1954) podają, że w okolicach B ielska i Cieszyna niezalburzony tektonicznie m io­

cen spoczywa bezpośrednio na karbonie. Na miocenie natom iast leżą dwie serie fliszowe w postaci dwóch „płaszczowin” (fig. 8). Jednostka dolna — płaszczowina podśląska (M. K s i ą ż k i e w i e z 1950, W. P e t r a s c h e c k 1909/1910) — sk ład a się z silnie w ygniecionych, rozw alcow anych w arstw k redy dolnej (w arstw y cieszyńskie) i górnej, w ykształconej jako „pstre m argle” z G lobotruncana. Stwierdzono mikropaleontologiczinie również eocen (A. T o k a r s k i , 1954). G órna jednostka zaw iera ty łk a bardzo sfał-

— 193 —

| 1 _{b ---}: 2

/7NN. /, a I•••••••••

a

Fig. 8. Przekrój schematyczny przez brzeg Karpat zachodnich w okolicy Cieszyna.

Według J. B u r t a n , K. K o n i o r a , M. K s i ą ż k i e w i c z a (1937) i A. T o k a r ­ s k i e g o (1954). 1 — kafbon; 2 — miocen: a — warstwy zlepieńeowe, b — iły, margle i piaski; 3 — kreda dolna, górna i paleogen płaszczowiny podśląskiej; 4 — kreda dolna płaszczowiny śląskiej (cieszyńskiej): a — dolne łuipki cieszyńskie; b — wapienie cieszyńskie; c — -górne łupki cieszyńskie. Skala pionowa przewyższona

dwukrotnie

Fig. 8. Schematic cross-section of the border of the Western Carpathians in the environs of Cieszyn. After J. B u r t a n, K. K o n i o r , M. K s i ą ż k i e w i c z (1937) and A. T o k a r s k i (1954). 1 — Carboniferous; 2 — Miocene: a — conglomeratic beds, b — clays, marls and sands; 3 — Dower and upper Cretaceous and Paleogene of Sub-Silesian nappe; 4 — Lower Cretaceous of Silesian (Cieszyn) nappe: a — Lower

Cieszyn Shales; lb — Upper Cieszyn Shales. Vertical scale 2X

dow any neokom. Obie jednostki leżą w postaci bardzo płaskich pokryw.

Łączna miąższość nie przekracza aktualnie 1 km. Rozmiar nasunięcia jed ­ nostki podśląskiej na miocen (stw ierdzany w ierceniam i) wynosi przeszło 7 km. Nasunięcie jednostki śląskiej na podśląską przekracza 10 km. Płasz- czowina śląska została zatem przesunięta na północ co najm niej o 20 km.

STREFA FLISZOWA

K arpaty fliszowe przedstaw iają strefę silnie pofałdowaną, o zm iennej szerokości. Na om awianym odcinku najw iększą szerokość (135 km) osią­

gają one m iędzy Przem yślem a Preszowem (N od Koszyc). K u zachodowi strefa fliszowa zwęża się do 50 km pod Krakowem . Drugie zwężenie w y­

stępuje koło Cieszyna, na przejściu w K arpaty zachodnie (55,5 km). Na wschód od Przem yśla strefa fliszowa również zwęża się stopniowo aż do 23 km na linii rzeki Mołdawy na Bukowinie, gdzie K arp aty północno- -wschodnie przechodzą we wschodnie.

Zm iany szerokości pasa fliszowego są połączone ze zm ianą budow y geologicznej. We fliszu K arp at m ożna wyróżnić szereg jednostek (stref) tektonicznych. Ich w zajem ny stosunek jest rozm aity. N iektóre z nich przechodzą naw zajem w siebie stopniowo, inne oddzielone są ostrym i gra­

nicam i tektonicznym i, czasem o charakterze wielkich nasunięć. Główne elem enty stru k tu raln e są przedstaw ione na m apie fig. 15. Zostały one ogólnie omówione przeze m nie w r. 1947. W (kierunku podłużnym po­

szczególne elem enty ulegają zmianom. Zm ieniają swój styl tektoniczny (H. S w i d z i ń s k i , 1934) lub też zanikają, ustępując miejsca innym .

13 R ocznik G eologiczny Tom XLI

Zew nętrzna część K arpat północno-wschodnich

Cała brzeżna część K arp at północno-wschodnich stanow i tzw. „strefę fałdów skibow ych” (płaszczoWina skolska J. N o w a k a). Składa się ona z szeregu w ielkich nasuniętych na siebie łusek. W jądrach antykliin w y­

stępuje kreda górna i dolna, w synklinach znajduje się eocen i oligocen.

Niekiedy kreda jest nasunięta na dużych przestrzeniach bezpośrednio na oligocen. Łuski są długie i wąskie, często w tórnie sfałdowane i noszą pol­

ską nazwę „skib” (J. N o w a k , 1916; K. T o ł w i ń s k i , 1926). N iektóre z nich, odgraniczone z obu stron liniam i tektonicznym i (nasunięcia), dają się śledzić na w ielkich przestrzeniach. „Skiba” Skolego (nie należy m ylić z „płaszczowiną” Skolego) zachowuje swą niezależność na przestrzeni 145 km, od rzeki Łomnicy na wschodzie po okolice Chyrowa, na południe od Przem yśla, gdzie łączy się z następną od południa skibą Paraszki (Arszycy). Połączone skiby ciągną się jeszcze dalej na przestrzeni ponad 70 km aż po okolice Rzeszowa. Najdłuższa jest skiba Paraszki. Od swego usam odzielnienia się pod Chyrowem daje się doskonale śledzić aż na B u­

kowinę na długości ponad 250 km, zachowując cały czas indyw idualność tektoniczną. Inne skiby są krótsze i często stanow ią odgałęzienia od skib większych. W skutek tego ich ilość ulega wzdłuż biegu K arp at zmianom, dochodząc w niektórych przekrojach m aksym alnie do liczby 12. Szerokość skib nie przekracza kilku kilom etrów.

Płaszczyzny nasunięć skib są nachylone um iarkow anie i dlatego prze­

sunięcia poziome, widoczne n a pow ierzchni te re n u na podstaw ie in te r- seikcji, nie są duże. N ajw iększe widoczne nasunięcie skiby P araszk i n a skibę Skolego (na linii rzeki Łomnica) wynosi 3 km.

S tre fa fałdów skibow ych tw orzy w edług B. Ś w i d e r s k i e g o (1943/

/1952) i H. S w i d z i ń s k i e g o (1947) brzeżne antyklinorium K arpat północno-wschodnich („zew nętrzna strefa antyklinalna” A. A. B o g d a n o- w a, 1949; J. M. P u s z c z a r o w s k i j , 1951). Ku w n ętrzu K arp a t p rz e ­ chodzi ona w w ielką form ę synklinalną, znaną od d aw n a jako „cen traln a depresja K arp at” (K. T o ł w i ń s k i , 1926/27, 1932), lub „w ew nętrzne syn- klinorium karpackie” (J. N o w a k , 1928). Je st ono w ypełnione głównie najm łodszym i osadami fliszowymi — oligoceńskimi w arstw am i krośnień­

skimi. N ajwiększa jego szerokość (30 km) przypada na źródła rzeki San.

Tam również synklinorium jest najgłębsze i na znacznej przestrzeni nie ujaw nia w arstw starszych od oligocenu.

W ew nętrzne synklinorium jest silnie w tórnie pofałdowane (Z. O p o l ­ s k i , 1933; V. U h 1 i g, 1907; H. S w i d z i ń s k i , 1953), a wspólnie z brzeż­

nym antyklinorium tw orzy jakby gigantyczny fałd (H. S w i d z i ń s k i , 1947). K u zachodowi oś synklinorium podnosi się. W jądrach w tórnych anty klin ukazują się w arstw y starsze aż do kredy włącznie. Jednocześnie synklinorium zwęża się w skutek nasuw ania się od południa płaszczowiny m agurskiej, pod którą ginie (chowa się) ostatecznie nad rzeką Dunajec.

K u wschodowi w ew nętrzne synklinorium zwęża się również i praw do­

podobnie analogicznie jak na zachodzie podnosi się do góry i dzieli na szereg m niejszych synklin. Z morfologii i prac D. A n d r u s o w a (1936) oraz geologów w ęgierskich (T. S z a 1 a i, 1947) można wnosić, że w źród­

łach rzek Velka R ika (Nagy Ag) i Terebla (Talabor) podnoszą się w tórne antykliny, ukazujące w swych jądrach eocen, kredę górną, a może i dolną.

— 195 —

W ew nętrzna część K arpat północno-wschodnich

Północna część w ew nętrznego synklinorium karpackiego ciągnie się daleko na wschód, gdzie nasuw a się ma nią od południowego zachodu potężna jednostka w ew nętrzna K arpat w schodnich: nasunięcie K ostrzycy- -C zarnohory (B. Ś w i d e r s k i , 1925, 1930) lub Shipote’u (H. S w i d z i ń- s k i, 1936). Nasunięcie Szypotu przedstaw ia w yraźnie zindyw idualizow any elem ent stru k tu raln y o własnej stratygrafii i tektonice. N ajbardziej cha­

rakterystyczną cechą jest obecność w arstw szypockich (dolna kreda) i pia­

skowców czarnohorskich (górna kreda ?). B adania Z. P a z d r y (1935), Z. S u j k o w s k i e g o (1938), H. S w i d z i ń s k i e g o (1936) i H. T e i s - s e y r e ’a (1936) stwierdziły, że w arstw y szypockie właściwe (czarne łupki i piaskowce) w ykazują ogromne podobieństwo do dolnej kredy K arp at północno-zachodnich (w arstw y wierzowskie i lgockie) i podobnie jak tam te posiadają w stropie bardzo stały horyzont czerwonych łupków ilastych z jaspisam i radiolariow ym i. Łupki czerw one (pstre), b y ły uw ażane d aw ­ niej za eocen (B. S w i d e r s k i , 1925), ale przeczy tem u ich przejście sedym entacyjne w czarne łupki szypockie (H. S w i d z i ń s k i , 1947 s. 17) oraz położenie pod serią piaskowców, zaw ierających imoceramy (H. T e i s - s e y r e, 1936). N ajpraw dopodobniej odpow iadają one p stry m łupkom środ- kow okredowym Beskidów zachodnich (J. B u r t a n ó w n a , M. K s i ą ż - k i e w i c z, St. S o k o ł o w s k i , 1933) oraz łupkom czerw onym z rad io ­ lary tam i ze strefy fałdów skibowych (Z. S u j k o w s k i , 1932). W edług H. S w i d z i ń s k i e g o (1947) pstre łupki z radiolarytam i są w K arpa­

tach fliszowych szeroko rozprzestrzenionym horyzontem przew odnim w środkowej części kredy.

Niedawno T. S z a 1 a i (1947) uznał ponownie te łupki za eocen na podstawie rzekomego w ystępow ania w nich m ikrofauny „Trochamminoi- des”. Niemal wszystkie podane przez niego punkty z tą m ikrofauną znaj­

du ją się na zew nątrz nasunięcia szypockiego i nie mogą świadczyć o w ieku czerwonych łupków szypockich. Należy ponadto dodać, że w zew nętrznej części nasunięcia szypockiego (łuska K ostrzycy-Skupow ej) obok czerwo­

nych łupków kredow ych w ystępuje również rzeczywisty eocen z piaskow ­ cami num ulitow ym i i łupkam i pstrym i (K. G u z i k , 1939; Z. S u j k o w ­ s k i , 1938).

S trefa szypocko-czarnohorska zachowuje swą indyw idualność stra ty ­ graficzną i tektoniczną na przestrzeni co najm niej 140 km, od źródeł Czar­

nej Cisy do Mołdawy na Bukowinie. Na odcinku od Cisy (Jasina) do Sele- ty n a jest ona w yraźnie nasunięta na w arstw y krośnieńskie w ew nętrznego synklinorium (A. M a t e j k a i L. Z e l e n k a , 1932; K. G u z i k , 1939;

H. T e i s s e y r e , 1936; H. S w i d z i ń s k i , 1936). W bezpośrednim kon­

takcie z oligocenem znajdują się różne ogniwa serii szypockiej. Są one sil­

nie zdyslokowane, m iejscam i przem ienione w brekcję tektoniczną. Po­

dobnie jest dalej na południowy wschód w okolicy Cam pulung (H. S w i- d z i ń s k i, 1936).

W Jasinie nad Czarną Cisą linia intersekcyjna nasunięcia szypockiego cofa się w dolinie rzeki o 3,5 km na południe. Ta odległość jest zatem m inim alnym (stwierdzonym) rozm iarem przesunięcia poziomego strefy szypockiej. W rzeczyw istości jest o,no znacznie większe. Św iadczy o tym zdecydowanie tektoniczny charakter zew nętrznej granicy tej strefy, stw ier­

dzony na przestrzeni około 200 km, oraz duże różnice facjalne z przedpo­

lem. Pogląd D. S t e f a n e s c u (1941), jakoby strefa szypocka łączyła się z w arstw am i krośnieńskim i za pomocą „eocenu” w Plosce koło Seletyna,

13*

polega na nieporozum ieniu. Łupki czerwone z Ploski nie są eocenem, lecz łupkam i szypockimi. Nie w ynurzają się one spod w arstw krośnieńskich, ja k przyjm ow ał D. S t e f a n e s c u , lecz są na te w arstw y nasunięte w raz z innym i form acjam i strefy szypockiej. W potoku P utilla w Plosce odsło­

nięte są obok łupki czerwone z soczewkami i cienkim i ław icam i żółtych jaspisów radiolariowych.

S trefa szypocką ciągnie się w k ierunku południow ym daleko w K arpaty w schodnie jako część „zone in tern e” i „zone m édiane” geologów ru m u ń ­ skich (G. M a c o v e i, 1927, G. M a c o v e i i i . A t a n a s i u , 1934). Now­

sze prace z K arp at B ukow iny-M ołdaw ii dow odzą jej obecności, ale nie d a ją dostatecznych wskazówek co do przebiegu i charak teru tektonicznego (G. C e r n e a, 1952). W kierunku zachodnim ciągnie się ona poza Czarną Cisę. Należy do niej grzbiet Swidowca (H. S w i d z i ń s k i , 1936).

Po w ew nętrznej stronie strefy C zarnohora-Szypot znajduje się tzw.

strefa P ietros-B urkut (B. S w i d e r s k i , 1925 ; Z. S u j k o w s k i , 1938).

A ni w iek Skał b udujących tę strefę, ani jej .tektonika n ie są dobrze po­

znane. „W arstw y z B u rk u tu ” Z. S u j k o w s k i e g o m iejscam i zapadają pod serię szypocką, m iejscam i są na nią nasunięte. Najwięcej danych do­

starczył A. T o k a r s k i (1948). W edług tego autora jest to strefa fałdów silnie obalonych na NE (fig. 6). Wielkość obalenia w płaszczyźnie poziomej dochodzi do 3 km. S trefa B urkutu ciągnie się na zachód poza Czarną Cisę, gdzie należy do niej prawdopodobnie m asyw Bliźnicy. W kierunku prze­

ciwnym zwęża się ona i zanika w źródłach rzeki Suceava, w yprasow ana tektonicznie pomiędzy strefą szypocką a rachowską.

N astępna jednostka w ew nętrzna, strefa Rachova D. A n d r u s o v a (1933), składa się głównie z kredy dolnej (w arstw y z Sinaia i różne pia­

skowce) i ciągnie się po wschodniej stronie strefy krystalicznej K arpat wschodnich na przestrzeni setek kilom etrów . Stosunek strefy Rachova do strefy B urkutu nie jest jasny. Z pracy A. T o k a r s k i e g o m ożna w nio­

skować, że w arstw y z B urkutu mogą być młodszą pokryw ą skał strefy Rachova. W okolicy Cam pulungu na Bukowinie, gdzie b rak jest strefy B urkutu, w arstw y z Sinaia k o n tak tu ją bezpośrednio z w arstw am i szy­

pockimi. Niezgodność tektoniczna jest tam bardzo ostra, a w arstw y z Si­

naia niesłychanie intensyw nie sfałdowane (fig. 9).

N ajbardziej w ew nętrzną część K arpat północno-iwschodnich tw orzy trzon krystaliczny M armaroszy, stanow iący północny koniec wielkiego m a­

syw u krystalicznego K arp at wschodnich. Analiza map H. Z a p a ł o w i c z a (1886), Z. P a z d r y (1934), M. K s i ą ż k i e w i c z a i St. S o k o ł o w ­ s k i e g o (1934) i T. K r à u t n e r a (1931, 1938) prowadzi do wniosku, że m asyw krystaliczny w raz ze swą pokryw ą osadową je st nasunięty na strefę Rachova. Świadczy o tym przebieg zew nętrznej granicy tego m a­

sywu, poszarpanej przez erozję w zatoki i półwyspy. Pojedyncze, izolo­

w ane fragm enty skał krystalicznych leżą płasko na pofałdow anym fliszu strefy Rachova jako płaty tektoniczne. Skrajne odległości płatów i pół­

wyspów (np. Mihailecul, Czywczyn, Łostuń) dochodzą do 4 km. Należy to uważać za m inim alne stwierdzone nasunięcie strefy krystalicznej na strefę Rachova. W rzeczywistości rozm iar nasunięcia będzie znacznie większy *. Mówi o tym odm ienna facja kredy i paleogenu m asyw u M ar­

m aroszy w stosunku do fliszu położonego n a zewnątrz. W obrębie m asyw u krystalicznego nie stwierdzono także obecności w arstw z Sinaia (H. S w i-

1 L. G. T k a c z u k (1957) przyjmuje rozmiar nasunięcia do 18 km.

— 197 —

d z i ń s k i , 1936; G. M a c o v e i i I. A t a n a s i u , 1934; T. K r a u t n e r , 1938).

Masyw krystaliczny M arm aroszy kończy się nad Czarną Cisą, a jego resztki w postaci pasma skałek M arm aroszy ciągną się jeszcze dalej, gubiąc się pod mioceńskimi skałam i w ulkanicznym i koło M ukaceva (D. A n d r u - s o v, 1933, 1936). Podobnie zanika nad Czarną Cisą strefa Rachova. S trefy B u rk u tu i Szypotu ciągną się zapewne dalej, na zachód, ale ich losy nie są m i znane z powodu b rak u nowszych m ateriałów geologicznych.

CAMPOLUNG

+ 2000 -im

- 2 0 0 0 - J

Fig. 9. Przekrój przez Karpaty fliszow e na Bukowinie wzdłuż rzeki Mołdawy. Według T. K r a u t n e r a (1931), H. S w i d z i ń s k i e g o (1935, nie ¡publ.) i D. S t e l a n e s c u (1935), nieco zmodyfikowane. A — m asyw krystaliczny wschodnich Karpat: 1 — łupki krystaliczne; 2 — trias-jura; 3 — kreda; B — strefa Rachowska: 4 — warstwy z Si­

naia (neokom); C — nasunięcie szypockie: 5 — łupki szypockie (ibarem-apt); 6 — piaskowce >kwarcytowe i łupki (apt ?); 7 — czerwone łupki z radiolarytami (alb ?);

8 — piaskowce i zlepieńce z Tomnatyka (kreda górna-paleogen ?); D — strefa skolska (skibowa) i pokudka (brzeżna): 9 — warstwy inoceramowe (krecia górna); 10 — eocen stanszy; 11 — eocen młodszy i oligocen (łupki m enilitowe i warstwy polanickie i krośnieńskie); l l a — łupki m enilitowe; l l b — warstwy krośnieńskie; E — Przed­

górze: 12 — miocen sfałdowany; x — lin ia nasunięcia masywu krystalicznego na strefę rachowską; y — linia kontaktu tektonicznego między strefą rachowską a na­

sunięciem szyipockim; z — nasunięcie szypockie; k — nasunięcie fałdów pokuckich na miocen

Fig. 9. Geological cross-section through the Flysch Carpathians in Bukovine. After T. K r a u t n e r (1931), H. S w i d z i ń s k i (1935, non publ.) and D. S t e f a n e s c u (1935), some modified. A — crystalline m assif o f Eastern Carpathians: 1 — crystalline schists; 2 — Triassic and Jurassic; 3 — Cretaceous; B — zone of Rachov: 4 — Sinaia Beds (Neocomian); C — Shipote unit: 5 — Shipote shales (Barremian-Aptian); 6 — Quartzite sandstones and*shales (Aptian ?); 7 — red shales with radiolarites (Gault ?);

8 — sandstones and conglomerates of Tomnaticul (Upper Cretaceous-Paleogene ?);

D — zone of Skole (of „Skiba”) and Pokutie (border zone): 9 — Inoceramian beds (Upper Cretaceous); 10 — Older Eocene; 11 — Younger Eocene and Oligocene (Me- nilites shales and Polanica and Krosno Beds); l l a — M enilites shales; li b — Krosno Beds; E — Foreland: 12 — Miocene folded; x — thrust plane of crystalline m assif on the zone of Rachov; y — tectonic contact between the zone o f Rachov and Shipote unit; z — thrust plane of the Shipote unit; k — thrust plane of the Pokutie folds

on Miocene

Na przedłużeniu tych stref znajduje się w dorzeczu rzeki Velka R ika i Latoritza jednostka Stohu D. A n d r u s o v a (1933). Położona jest ona tak samo na północ od strefy m arm aroskiej (skałek Marmaroszy), a na południe od w ew nętrznego synklinorium . Ze w stępnych badań Z. O p o l ­ s k i e g o (1935, 1936) i Z. S u j k o w s k i e g o (1936) w ynika, że jednost-

ka Stohu zaw iera w arstw y identyczne z w arstw am i z Szypotu i jest n a­

sunięta na swe przedpole, przynajm niej częściowo.

Jeszcze dalej na północny zachód, na przedłużeniu jednostki Stohu znajduje się strefa fałdów dukielsko-użockich (H. S w i d z i ń s k i , 1934) i fałdy przeddukielskie (H. S w i d z i ń s k i , 1947). Fałdy przeddukielskie posiadają w jądrach anty klin eocen i kredę w facji śląskiej, w ynurzają się z w arstw krośnieńskich, można więc je potraktow ać jako południowe skrzydło wewnętrznego synklinorium (H. S w i d z i ń s k i , 1947). Nie jest wyłączone, że stanow ią one dalszy ciąg strefy szypockiej. Fałdy D ukla- -Użok natom iast przedstaw iają pęk (wiązkę) fałdów obalonych i częściowo nasuniętych na północny wschód (H. S w i d z i ń s k i, 1953). K reda górna rozw inięta jest tu w facji w arstw inoceramowych, podobnie jak w strefie fałdów skibowych. Największe nasunięcie, widoczne na powierzchni, w y­

kazuje najbardziej południowy fałd Pasiki. Wynosi ono 2 km, co należy traktow ać jako wielkość m inim alną.

K arpaty północne, część zew nętrzna

Na przejściu od K arp at północno-wschodnich do północnych zaznacza się zm iana stylu tektonicznego, polegająca na przekształceniu się stru k tu r fałdowych w płaskie nasunięcia o coraz w iększych rozm iarach (H. S w i ­ d z i ń s k i , 1934, 1947). Jednocześnie w ew nętrzne jednostki fliszowe w y­

suw ają się na północ, p o k ry w ając sobą jednostki zew nętrzne. W te n sposób powstaie charakterystyczna dla K arpat fliszowych budow a ,,en coulisse”

(H. S w i d z i ń s k i , 1953).

Jednym z najbardziej ciekawych zjaw isk we wschodniej części K arp at północnych jest „nasunięcie B onarów ki” albo „Czarnorzek” (H. S w i ­ d z i ń s k i , 1953). Na wschód od Sanoka (fig. 15), przy granicy strefy fał­

dów skibowych z w ew nętrznym synklinorium pojaw ia się podłużne pęk­

nięcie, z którego w ynurza się diapirow ata antyklina. W jądrze zaw iera ona eocen, a następnie kredę górną i dolną. K u zachodowi antyklina prze­

kształca się w wielkie płaskie nasunięcie Bonarówki.

Nasunięcie Bonarówki stanowi brzeżną część wielkiej jednostki śląskiej (sensu lato).

Na północ od K rosna w okolicy Węglówki nasunięcie jest bardzo pła­

skie, co pozwala zm ierzyć jego m inim alny rozm iar w tej okolicy (fig. 10 i 11). Na w arstw ach krośnieńskich (oligocen), należących do południowej części strefy fałdów skibowych, spoczywa „jednostka W ęglówki”, złożona z pofałdow anej k red y dolnej, górnej i częściowo z paleogenu (H. S w i ­ d z i ń s k i , 1953). W tej jednostce najbardziej charakterystyczna jest facja górnej kredy w postaci „pstrych m argli z Węglówki” , zaw ierających Glo- botruncana (H. S w i d z i ń s k i , 1947). Facja ta nie w ystępuje ani w stre­

fie fałdów skibowych, ani we właściw ej jednostce śląskiej. Je st ona zu­

pełnie podobna do kredy górnej ,.płaszczowiny podśląskiej” M. K s i ą ż - k i e w i c z a , wyróżnionej dalej na zachodzie (M. K s i ą ż k i e w i c z , 1950;

W. P e t r a s c h e c k , 1909/1910). M inim alny rozm iar nasunięcia m argli kredow ych na oligocen, stw ierdzony wierceniam i, w ynosi 8 km (fig. 11).

Na m arglach górnokredowych jednostki Węglówki leży dolna kreda, sta­

nowiąca podstawę nasunięcia Bonarów ki (Czarnorzek). W tej jednostce kreda górna jest wykształcona zupełnie odmiennie, w postaci gruboław i­

cowych i gruboziarnistych piaskowców (H. S w i d z i ń s k i , 1953). Część nasunięcia Bonarówki, oddzielona przez erozję, tw orzy „płat tektoniczny Bonarów ki” (fig. 10). Wielkość nasunięcia płaszczowiny śląskiej (Bona-

— 199 —

Fig. 10. Szkic tektoniczny okolicy Węglówki pod Krosnem. 1 — kreda dolna jednostki w ęglowieckiej (podśląsikiej); 2 — kreda dolna nasunięcia bonarowieokiego (jednostka śląska); 3 — kreda górna strefy fałdów skibowych (warstwy inoceram owe); 4 — kreda górna jednostki węglowieckiej (pstre margle z Globotruncana); 5 — kreda górna facji śląskiej; 6 — eocen; 7 — oligocen (warstwy krośnieńskie); 8 — linia nasunięcia węglowieckiego; 9 — linia nasunięcia bonarowieokiego (śląskiego); 10 — uskoki;

W — Węglówka; a—b — linia przekroju na fig. 11

Fig. 10. Tectonic sketch-map of the W ęglówka region near Krosno. 1 — Lower Cretaceous of Węglówka (Sub-Silesian ?) unit; 2 — Lower Cretaceous of Bonarówka overthrust (Silesian u n it); 3 — Upper Cretaceous of zone o f „Skiba” folds (Ino- ceramian Beds); 4 — Upper Cretaceous of Węglówka unit (Variegated marls with Globotruncanae); 5 — Upper Cretaceous in silesian facies; 6 — Eocene; 7 — Oligocene (Krosno-Beds); 8 — boundary of Węglówka overthrust; 9 — boundary of Bonarówka (Silesian) overthrust; 10 —- faults; W — Węglówka; a—b — line of section on

the fig. 11

rówki) na jednostkę Węglówki wynosi m inim um 9 km. Oznacza to, że w całości seria śląska została w okolicy Węglówki przesunięta w stosunku do strefy fałdów skibowych co najm niej o 17 km na północ. Jej brzeg po­

w inien pierw otnie przebiegać tam, gdzie obecnie jest Krosno.

Dalej na zachód rozm iar nasuinięć poziomych praw dopodobnie w zrasta,' albowiem nasunięcie Bonarówki pokryw a stopniowo całą strefę fałdów skibowych i między Tarnow em a K rakow em dochodzi już do kontaktu z miocenem (fig. 15). U czoła tego nasunięcia zachowały się fragm enty jednostki Węglówki, której dalszym ciągiem w Beskidach zachodnich jest prawdopodobnie jednostka podśląska.

W zachodniej części K arp at północnych jednostka śląska tw orzy w iel­

kie, . porozrywane na części nasunięcie w typie bardzo płaskiej płaszczo-

w iny. Pod n ią znajduje się jednostka podśląska ze swym i m arglam i glo- botrunkanow ym i oraz jeszcze głębszy elem ent, znany tylko z niew iel­

kich fragm entów . Jest to „flisz parautochtoniczny” lub „zew nętrzny”

M. K s i ą ż k i e w i c z a i(1953). Obie te jednostki w ystępują w bardzo niekom pletnej postaci u czoła płaszczowiny śląskiej przy brzegu K arpat.

Zupełnie podobne utiwory, a przede w szystkim pstre m argle górnokredowe znajdują się w kilku m iejscach daleko od brzegu K arpat. Są one in te rp re­

tow ane jako okna tektoniczne, w których spod form acji płaszczowiny ślą­

skiej ukazują się bardzo zaburzone utw ory podłoża, a przede w szystkim

Fig. 11. Przekrój geologiczny przez nasunięcie Bonarowieckie w Węglówce (linia a—b na fig. 10). Według H. S w i d z i ń s k i e g o (1942, nie publ.), H. T e i s s e y r e ’a (1947) i St. J u c h y (1955, nie ipubl.). I — Strefa fałdów skibowych: 1 — warstwy kroś­

nieńskie (oligocen); II — nasunięcie węglow ieckie (jednostka podśląska ?): 2 — kreda dolna (czarne łupki); 3 — kreda dolna (piaskowce z W ęglówki); 4 — kreda górna, częściowo paleagen (pstre margle z Węglówki z Globotruncana etc.); III — „płasz- czowina bonarowiecka” (jednostka śląska): 5 — kreda dolna (czarne łuipki i piaskow ­ ce) ; 6 — kreda „środkowa” (czerwone łupki z radiolariami); 7 — kreda górna — pa- leocen (piaskowce i łupki); 8 — eocen; 9 — łupki m enilitowe (górny eocen ?); 10 —

oligocen (warstwy krośnieńskie)

Fig. 11. Geological cross-section through the Bonarówka overthrust in Węglówka (line a—ib on the fig. 10). After H. S w i d z i ń s k i (1942, nan publ.), H. T e i s s e y r e (1947) and S. J u c h a (1955, non publ.). I — zone of „Skiba” folds: 1 — Krosno Beds (oligocene); II — Węglówka overthrust (Suib-Silesian unit ?); 2 — Lower Cretaceous, lower part (black shales); 3 — Lower Cretaceous, upper part (Węglówka sandstone);

4 — Upper Cretaceous, partially Paleogene (variegated marls of Węglówka with Globotruncana etc.); III — „Bonarówka nappe” (Silesian u n it); 5 — Lower Cretaceous (black shales and sandstones); 6 — ,/Middle” Cretaceous (red shales with Radiolaria);

7 — Upper Cretaceous-Paleocene (sandstones and shales); 8 — Eocene; 9 — Menilite shales (Upper Eocene ?); 10 — Oligocene (Krosno Beds)

płaszczowina podśląska. N ajlepiej znane okna znajdują się w okolicy Lanc­

korony na wschód od Wadowic (M. K s i ą ż k i e w i c z , 1936) oraz w Żyw ­ cu (J. N o w a k , 1927; A. T o k a r s k i , 1927). W Żywcu spod dolnej kredy płaszczowiny śląskiej (płaszczowina cieszyńska) w ynurza się górna kreda i paleogen i(S. G e r o c h i R. G r a d z i ń s k i , 1955), nie przebite w ierce­

niem do znacznej głębokości (A. T o k a r s k i , 1947).

Odległość okien Lanckorony od północnego brzegu jednostki śląskiej w ynosi 10 km . Południow y kraniec o kna Żyw ca oddalony je st o 25 km od czoła jednostki śląskiej. Za okna tektoniczne należy również uważać znaną od daw na strefę Rajbrot-Żegocina n a południe od Wieliczki i Bochni. S trefa ta posiada budowę bardzo skom plikow aną i w ykazuje obecność m argli górnokredow ych podobnego typu, co w serii podśiąskiej (M. K s i ą ż k i e ­ w i c z , 1953 — według K. S k o c z y l a s - C i s z e i w s k i e j ) . Odległość