Tom (Volume) XLI — 1971 Zeszyt (Fascicule) 1 K raków 1971
RAFAŁ U N R U G 1, ZDZISŁAW DEMBOWSKI 2
ROZWÓJ DIASTROFICZNO-SEDYMENTACYJNY BASENU MORAWSKO-ŚLĄSKIEGO
(7 fig.)
Diastrophic and sedim entary evolution of the Moravia— Silesia Basin
(7 Figs.)
WSTĘP
B adania przeprow adzone w ubiegłym dw udziestoleciu przyniosły dane pozw alające na przedstaw ienie nowego poglądu n a przebieg rozw oju dia- stroficzno-sedym entacyjnego M orawsko-Sląskiego basenu hercyńskiego, w ypełnionego seriam i osadowym i deWonu, karbonu i dolnego perm u.
Obraz w ynikający z now ych danych oparty jest głównie na rezultatach badań nad stratygrafią, rozmieszczeniem facji i sedym entacją serii osa
dowych w ypełniających basen.
Osady ;perm u i górnego k a rto n u basenu M orawsko-Sląskiego w y stę
pu ją głównie n a terenie Polski. N ie sposób jednak przedstaw ić całości za
gadnienia bez uw zględnienia w yników badań przeprow adzonych w Cze
chosłowacji, zwłaszcza w odniesieniu do dolnego karbonu i dewonu.
Stopień poznania poszczególnych serii osadowych w ypełniających b a
sen jest nierów nom ierny. N ajdokładniej poznana jest seria węglonośna, dzięki dużemu nasileniu p rac geologicznych prow adzonych dla potrzeb górnictw a węglowego.
Starsza lite ra tu ra dotycząca regionu m oraw skiego i śląsko-krakow - skiego jest tak obszerna, że ze w zględu n a ograniczone ram y niniejszej pracy przedstaw ienie ewolucji daw niejszych poglądów nie było możliwe.
Poglądy te są w yczerpująco przedstaw ione w m onografiach S. C z a r n o c k i e g o (1935), S. S i e d l e c k i e g o (1954), V. H a v l e m y (1964) i J.
S v o b o d y (1966).
A utorow ie pragną złożyć serdeczne podziękow anie drowi K arolowi B o j k o w s - k i e m u , m grow i W iesławowi M a l c z y k o w i i mgrowi Adamowi K o t a s o w i , którzy uprzejm ie udostępnili swe nie opubliko
w ane jeszcze syntetyczne opracow anie dolnego i górnego karbonu w G ór
nośląskim Zagłębiu Węglowym.
1 Kraków, ul. Oleandry 2a 2 Sosnowiec, ul. Białego 5.
— 120 —
GRANICE I PODŁOŻE BASENU
G ranice obszaru, k tóry określam y m ianem basenu M orawsko-Śląskiego wyznaczone być mogą na różnych odcinkach z różną dokładnością (fig. 1).
G ranica zachodnia określona jest najdokładniej. Stanow i ją kontakt param etam orficznych i osadowych skał dew onu z algonckimi skałam i kry-
■ W R OC Ł AW
► ■ CZĘSTOCHOWA
\
MYSZKÓW
yíaOSTRAVA .
IELSKO
\ _• ■
HRaNICE
l
A.
%
K RAKÓW
50km
Fig. 1. Granice basenu morawsko-śląskiego i otaczające jednostki strukturalne.
1 — m asyw czeski; 2 — Sudety środkowe; 3 — morawsko-śląska strefa metamor
ficzna; 4 — kaledońskie pasmo krakowskie; 5 — skały krystaliczne południowego obrzeżenia basenu morawsko-śląskiego; 6 — masyw plutoniczny Brna; 7 — Górno
śląskie Zagłębie Węglowe i linia nasunięcia orłowskiego; 8 — granice basenu mo
rawsko-śląskiego stwierdzone; 9 — granice basenu morawsko-śląskiego przybliżone;
10 — granica polsko-czechosłowacka
Fig. 1. Boundaries of the M oravia-Silesia Basin and the neighbouring structural units.
1 — Bohemian massif; 2 — Central Sudetes; 3 — Moravo-Silesian metamoriphic zone;
4 — Caledonian belt of Kraków; 5 — crystalline rocks of the southern border of the M oravia-Silesia Basin; 6 — Brno plutonie massif; 7 — Upper Silesia Coal Basin and the line of the Orlova thrust^fault; 8 — determined boundaries of the Moravia- -Silesia Basin; 9 — approximate boundaries of the M oravia-Silesia Basin; 10 — Polish-
-Czechoslovakia state boundary
stalicznym i m asyw u plutonicznego B rna i m etam orficznej strefy m oraw - sko-śląskiej i w schodnio-sudeckiej. G ranica południow a ciągnie się od okolic B rna ku wschodowi, przebiegając na południe od H ranic, Cieszyna, Bielska i A ndrychow a aż po południk K rakow a. Na odcinku pomiędzy Cieszynem a K rakow em przypuszczalny przebieg tej granicy w yznaczony
jest na południe od linii głębokich w ierceń, które przebiły skały dewoń- skie, leżące tu na krystalicznym podłożu zbudow anym ze skał m etam or
ficznych i magmowych (K. K o n i o r i A. T o k a r s k i , 1959, K. K o n i o r , 1969).
Granicę północno-wschodnią stanow i pasmo fałdow e K rakow idów (J. Z n o s k o, 1962) określone rów nież m ianem „w ypiętrzenia Myszków- -K raków -R zeszotary-Tym bark” (K. K o n i o r , 1969). Granicę tę, rozum ie
m y za S i e d l e c k i m (S. S i e d l e c k i , 1962) jaiko strefę oddzielającą w aryscyjskie synklinorium Górnośląskiego Zagłębia Węglowego — a w szerszym ujęciu basenu M orawsko-Sląskiego — od kaledońsko-w ary- scyjskiego antyklinorium rozciągającego się dalej ku północnem u wscho
dowi. Dewon zalega tu niezgodnie na staropaleozoicznych i algonckich skałach osadowych (S. S i e d l e c k i , 1962; H. R o s z e k i S. S i e d l e c ki , 1963; S. B u k o w y , 1964).
N ajm niej w yraźnie zdefiniow ana jest przy obecnym stanie w iedzy północna granica basenu. W edług przyjm ow anych obecnie poglądów n a
leży położyć ją wzdłuż zachodniego (przedłużenia pasm a K rakow idów (A. S i e d l e c k a , 1964), okalającego od północy Górnośląskie Zagłębie Węglowe i łączącego się z przebiegającym i w przybliżeniu południkowo fałdam i Sudetów W schodnich (J. Z n o s ko, 1960, 1962). Nie jest jednak dotąd jasne, gdzie przebiega linia oddzielająca obszar w ystępow ania skał osadowych w aryscyjskiego cyklu sedym entacyjnego od położonego p raw dopodobnie na północ obszaru denudowanego podczas znacznej części gór
nego karbonu.
Tak pojęte granice basenu M orawsko-Sląskiego uform ow ane zostały w różnym czasie i podczas ewolucji basenu odgryw ały różną rolę paleo- geograficzną.
Niezgodne zaleganie skał osadowych dewonu n a skałach sylurskich i starszych znane ze Stinavy na M oraw ach (I. C h l u p a ć , 1964), oraz z południow ej i w schodniej strefy brzeżnej basenu w skazuje, że podłoże basenu M orawsko-Sląskiego stanow i górotw ór kaledoński zregenerow any w orogenezie hercyńskiej.
ROZWÓJ DIASTROFICZNO-SEDYMENTACYJNY BASENU
Rozwój facjalny osadów w aryscyjskiego cyklu sedym entacyjnego po
zwala podzielić historię basenu M orawsko-Sląskiego na cztery główne etapy:
— etap transgresji, etap sedym entacji n erytycznej i batialnej, etap w y pełniania basenu przez osady klastyczne, po którym nastąpiło sfałdow anie basenu i etap tw orzenia się pokryw y osadoweij sfałdow anego basenu.
Bason M orawsko-Sląski cechuje w yraźna asym etria, a różnice rozw oju pom iędzy zachodnią i w schodnią oraz pom iędzy północną i południow ą częścią basenu powodują, że niektóre z w ym ienionych etapów są diachro- niczne. Osady klastyczne związane z etapem transgresji obejm ują in terw ał stratygraficzny od zigenu po fran. Etap sedym entacji nerytycznej i b a
tialnej w części zachodniej basenu kończy się w dolnym wizenie, a w brzeżnej części wschodniej w górnym wizenie. Etap w ypełnienia basenu osadam i klastycznym i rozpoczyna się w części zachodniej w dol
n y m wizenie a w części w schodniej w górnym w izenie i trw a do końca w estfalu. Etap tw orzenia się posttektonicznej pokryw y osadowej obejm uje
stefan i dolny perm .
— 122 —
ETAP TRANSGRESJI
S e r i a k i a s t y c z n a — głównie dolny dewon
W aryscyjski cykl sedym entacyjny rozpoczyna się na obszarze basenu M orawsko-Sląskiego osadami klastycznym i reprezentującym i głównie dol
ny dewon, a południowej części basenu sięgającym i stratygraficznie w y
żej (fig. 2).
Fig. 2. Rozmieszczenie facji w basenie morawsko-śląskim w etapie transgresji.
1 — morskie osady klastyczne dolnego dewonu; 2 — lagunowo-kontynentalne dolnego i środkowego dewonu stwierdzone w odsłonięciach lulb w otworach wiertniczych;
3 — prawdopodobne rozprzestrzenienie lagunowo-kontynentalnych osadów dolnego i środkowego dewonu; 4 — granice basenu morawsko-śląskiego stwierdzone; 5 — gra
nice basenu morawsko-śląskiego przybliżone; 6 — granica polsko-czechosłowacka Fig. 2. Facies distribution in the Moravia-Silesia Basin in the transgression phase.
1 — marine detrital sediments of the Lower Devonian; 2 — lagoonal-continental detrital sediments of the Lower and Middle Devonian exposed or reached by drilling;
3 — probable extent of lagoonal-continental sediments of the Lower and Middle Devonian; 4 — determined boundaries of the Moravia-Silesia Basin; 5 — approximate boundaries of the M oravia-Silesia Basin; 6 — Polish-Czechoslovakian state boundary
W północnej części Moraw, w W ysokim Jeseniku, klastyczne osady dolnego dewonu rozw inięte jako kw arcyty i Zlepieńce epizonalnie zm eta- m orfizowane, zwane w arstw am i w rbneńskim i, zaw ierają znaną od daw na fau n ę m orską zigenu. Dalej k u południow i, n a W yżynie D rahańskiej zna
ne są w klastycznych osadach dolnego dew onu uboigie fau n y w skazujące na górny ems (I. C h l u p a ć , 1960), podczas gdy u południow ego k rań c a
basenu, w M orawskim K rasie, klastyczne osady rozpoczynające w aryscyj- ski cykl sedym entacyjny leżą bezpośrednio pod w apieniam i fran u (I. C h l u p a ć , 1964).
Osady dolnodewońskie w ykształcone jako p stre piaskowce, mułowce i iłowce zn an e są też z południow o-w schodniej, brzeżnej części basenu (K. K o n i o r , 1965, 1969, H. R o s z e k i S. S i e d 1 e c k i, 1963). Zawie
ra ją one florę psylofitow ą (K. K o n i o r , 1965; S. A l e x a n d r o w i c z , 1970) i zaliczone są do em su n a podstaw ie ich położenia pod osadami w ęgla
nowymi, których w iek określony został w oparciu o korelację litologiczną jako eifel. M ateriał klastyczmy tych osadów pochodzi ze sikał m etam or
ficznych i plutonicznych podłoża. Miąższość ich w ykazuje najw iększe w a
h ania w południowej strefie brzeżnej basenu, .gdzie w ynosi od kilku do około 200 m (I. C h ł u p a ć , 1964; K. K o n i o r , 1969). We Wschodnim obrzeżeniu basenu miąższość osadów klastycznych dolnego dewonu nie przekracza 80 m (H. R o s z e k i S. S i e d l e c k i , 1963), a n a W yżynie
D rahańskiej m orskie osady klastyczne m ierzą 20—60 m.
Stosunki obserw ow ane n a M orawach w skazują na tran sg resję postę
pującą ku południowi. O bserw owane różnice miąższości osadów klastycz
nych zdają się być związane ze zrów naniem podłoża o zróżnicow anej morfologii. Niem niej jednak już w dolnym dewonie zaznacza się silniejsza subsydencja w obszarze obejm ującym W yżynę D rahańską i Jes'ioniki, gdzie osady klastyczne rozw inięte są w facji m orskiej, co dokum entuje fauna, gdy natom iast w południow ej i w schodniej części basenu flory psylofitowe w skazują raczej na lim niczne w arunki sedym entacji (fig. 2).
ETAP SEDYMENTACJI NERYTYCZNEJ I BATIALNEJ
S e r i a w ę g l a n o w a : środkow y dewon — wizen
W południowej i w schodniej części brzeżnej basenu na osadach k la
stycznych leży seria w ęglanow a składająca się z w apieni i dolom itów (fig. 3). Lokalnie m a ona zasięg szerszy niż klastyczne osady dolnego de
w onu i leży w prost na skałach krystalicznych podłoża, jalk to stw ierdzono w profilu w iercenia w Puńcow ie (K. K o n i o r i A. T o k a r s k i , 1959).
Na obszarze M orawskiego K rasu sed y m en tacja serii w ęglanow ej rozpo
czyna się w żyw eeie (J. D v o r a k i J. P t a k , 1963; J. D v o r a k i V. H a y l i ć e k , 1963), n ato m iast n a polskim odcinku południow ej stre fy brzeżnej basenu i we w schodniej strefie brzeżnej osady w ęglanow e pojaw iają się już w eiflu, rozw ijając się z łupkow ych w arstw przejścio
w ych leżących na piaskow cow ej (serii dolnego dew onu (K. K o n i o r i A. T o k a r s k i , 1959; K. K o n i o r , 1969).
Osady serii w ęglanow ej, zaw ierające liczne korale, gruboskorupow e ram ienionogi, strom atopory, am fipory i krynoidy, rep rezen tu ją fację p ły t- kowodną, w znacznej części rafową.
W M orawskim K rasie podział litostratygraficzny serii w ęglanowej przeprow adzili ostatnio J. D v o r a k i J. P t a k (1963). Rozpoczyna się ona uławiconym i, ciemnoszarymi, organogenicznym i w apieniam i dolomi- tycznym i w arstw josefowskich, które osiągają kilka do kilkudziesięciu m etrów miąższości. W apienie te składają się głównie z grub o ściennych ram ienionogów należących do rodzaju Bornhardtina. W ystępują też am fi
pory i strom atopory w skazujące na w iek żywecki.
Wyżej leżą ciemnoszare, uław icone w apienie lażaneckie z am fiporam i, strom atoporam i i koralam i żyw etu. Miąższość ich w ynosi około 400 m.
— 124 —
W swej niższej części w arstw y lażane-ckie zazębiają się bocznie z w arstw a
mi josefowskimi.
W stropie w apieni lażaneckich rozw ijają się jasnoszare w apienie kora- lowo-stroimatoporowe w arstw w ilem owickich, zaliczone do fra n u . M iąż
szość ich w ynosi od Około 100 do 400 m.
W południowej części Morawskiego K rasu w arstw y w ilem owickie leżą w prost na osadach klastycznych.
Powyżej w arstw w ilem ow ickich zaznacza się w M orawskim K rasie zróżnicowanie facjalne. W części północnej tego obszaru w ystępują w a r
stw y krtinskie — szare i różowe w apienie gruzłow e o miąższości 30—40 m, a w części południow ej w arstw y hadeckie — złożone z ciem noszarych, płytow ych, organodetrytycznych w apieni przekładających się z w apie
niam i gruzłowym i i łupkam i w apnistym i, o miąższości około 200 m. S tra tygraficznie w arstw y krtinskie i w arstw y hadeckie rep rezen tu ją fam en i tu rn ej. Facja ich w skazuje na morze głębsze niż to, w którym osadzały się organogeniczne osady żyw etu i franu.
W rejo n ie H ranic, leżących na wschód od M oraw skiego K rasu, facja w apieni igruzłowych pojaw ia się już w e fran ie; ponad w apieniam i g ru zło w ym i leżą jasnoszare w apienie lam inow ane, ponad którym i rozw ijają się organodetrytyczne w apienie z koralam i reprezentujące dolny karbon (I. C h l u p a ć, 1964). Sedym entacja serii w ęglanow ej kończy się w rejonie M orawskiego K rasu i H ranic w piętrze P eticyclu s.
Dalej ku wschodowi w rejonie Cieszyn—A ndrychów seria węglanowa znana jest z w ierceń. Lokalnie osady serii węglanowej m ają szersze roz
przestrzenienie niż osady klastyczne dolnego dew onu i leżą w prost na skałach krystalicznych podłoża (K. K o n i o r i A. T o k a r s k i , 1959).
S erię w ęglanow ą rozpoczynają w tym rejonie ciem noszare dolom ity i w apienie zaliczane do eiflu, lecz nie datow ane paleontologicznie. Wyżej leżą ciemnoszare w apienie bitum iczne z am fiporam i i ram ienionogam i, re
prezentujące żyw et. P rzy k ry te są one przez w apienie szare i krem ow e z am fiporam i w skazującym i na fran, ponad którym i w ystępują w apienie krem owe bez fauny, zaliczone do fam enu.
W om aw ianym rejonie na różnych ogniwach górnodew ońskich serii w ęglanowej leżą osady górnego w izenu; zaznacza się tu przerw a w sedy
m entacji i okres erozji, k tóra powiększyła lukę stratygraficzną u szczytu serii węglanowej.
Dane o rozwoju serii węglanowej w centralnej części basenu M oraw - sko-Sląskiego są bardzo skąpe. Serię tę osiągnęło jedynie w iercenie w Maczkach, gdzie w edług opinii M. P a j c h l o w e j w ystępują osady od żyw etu do fam enu włącznie.
Bezpośrednio na w apieniach fam enu leżą w Maczkach, zachowane w szczątkowej postaci, osady górnej części dolnego w iz e n u 1 (miąższość 10,5 m), a na nich osady w izenu górnego.
W skazuje to, że p rzerw a w sedym entacji i erozja zw iązane z w y n u rz a
niem zaznaczyły się na znacznych obszarach basenu M oraw sko-śląskiego.
Drugim obszarem, gdzie sedym entacja serii w ęglanow ej trw ała n ie
przerw anie od eiflu do górnego w iz e n u , jest w schodnia część brzeżna basenu. N ajpełniejszy p ro fil znany je st w okolicach Krzeszowic, gdzie
1 W wierceniu Maczki IG-1 zastosowano dwudzielny podiział wizenu, wyodręb
niając górny i dolny wizen.
niem al cała seria węglanow a odsłonięta je st na pow ierzchni. Rozpoczyna się ona m arglam i i płytow ym i dolom itam i eiflu (znanym i (tylko z w ie r
ceń), ponad którym i leżą czarne, krystaliczne dolom ity bitum iczne zw ane w arstw am i ze Zbrzy, reprezentujące dolny żyw et oraz szare i czarne w a-
Fig. 3. Rozmieszczenie facji w basenie morawsko-śląskim w etapie sedymentacji ba- tialnej i nerytycznej. 1 — łupki z wulkanitam i (ems-dolny fran); 2 — seria w ęgla
now a (środkowy i górny dew on); 3 — łupiki z radiolarytami (warstwy ponikiewskie — górny fran — najniższy wizen); 4 — seria węglanowa (turnej — najniższy wizen);
5 — obszar pozbawiony osadów turneju, górny dewon nadcięty przez erozję; 6 — granice basenu morawsko-śląskiego stwierdzone; 7 — granice basenu morawsko- -śląskiego przybliżone; 8 — granice Górnośląskiego Zagłębia Węglowego; 9 — gra
nica polsko-czechosłowacka
Fig. 3. Facies distribution in the M oravia-Silesia Basin in the bathyal and neritic sedimentation, phase. 1 — shales with volcanic rocks (Emnian — Lower Frasnian);
2 — carbonate series (Middle and Upper D evonian); 3 — shales w ith radiolarites — Upper Frasnian — Lowermost Visean); 4 — carbonate series (Tournaisian — Lower
most V isean); 5 — area with Tournaisian deposits absent and eroded surface of Devonian; 6 — determined boundaries of the Moravia-Silesia Basin; 7 — approximate boundaries of the M oravia-Silesia Basin; 8 — (boundary o f the Upper Silesia Coal
Basin; 9 — ¡Polish-Czechoslovakian state boundary
pienie ze strom atoporam i i am fiporam i (wapienie z Dębnika) należące do górnego żywetu. Osady fran u i fam enu składają się z ciem noszarych w a
pieni m arglistych z ram ienionogam i. Wyżej ¡leżą jasnoszare dolom ity i sza
robrunatne w apienie strom atoporow e, reprezentujące w arstw y przejścio
we dewonu i karbonu. Ponad nim i w ystępują płytow e i gruboławicowe szarobrunatne w apienie tu rn e ju z koralam i i ram ienionogam i. W niższej
— 126 —
części górnego tu rn e ju rozw ijają się w śród tych w apieni cienkoławicowe, czarne w apienie bitum iczne, rogowcowe, oraz czarne łupki.
Osady w izenu składają się z jasnoszarych, a w wyższej części z czer
w onych w apieni z ram ienionogam i i koralam i. W górnym w izenie w ystę
p u ją w śród nich w kładki śródforim acyjnych zlepieńców (S. A 1 e x a n- d r o w i c z i A. S i e d l e c k a , 1964).
Miąższość sum aryczna serii w ęglanow ej je st dość silnie zróżnicow ana w poszczególnych regionach basenu M oraw sko-śląskiego. W M oraw skim K rasie, gdzie fam en i tu rn ej rozw inięte są w facji w apieni gruzłowych, typow ej dla bardzo pow olnej sedym entacji sum aryczna miąższość serii węglanowej w ynosi około 1000 m. W południowej części brzeżnej basenu, gdzie znane są tylko dewońskie ogniwa serii w ęglanow ej, miąższość sięga 700 m (K. K o n i o r i A. T o k a r s k i , 1959). We w schodniej strefie brzeżnej basenu, w rejonie Krzeszowic miąższość sum aryczna ogniw dol- nokarbońskich serii węglanow ej w ynosi około 1000 m. Miąższość ogniw dewońskich nie jest bliżej znana, z pewnością w ynosi jednak kilkaset m etrów .
W obrębie isamej niecki węglowej stw ierdzona miąższość nie przebi
tych osadów w ęglanow ych dewonu (do żyw etu włącznie), w raz z w ęgla
nową serią dolnego w izenu w ynosi 724 m.
W północnym obrzeżeniu Zagłębia w w ierceniu Brudzow ice przebito węglanowy na ogół kom pleks osadów zaliczonych w stępnie przez St. B u- k o w e g o od franu do eiflu włącznie, którego miąższość w ynosiła ponad 1250 m.
S e r i a ł u p k o w o - r a d i o 1 a r y t o w a ze skałam i w ulkanicznym i:
ems — dolny w izen
W północnej części Moraw, na obszarze Jeseniku i W yżyny D rahań- skiej ponad osadam i klastycznym i dolnego dew onu leżą łupki stinaw skie i łupki chabicowskie zaliczone do ernsu i eiflu. Są to pelityczne łupki z tentakulitam i, osiągające około 100 m etrów miąższości i zaw ierające w kłady skał w ulkanicznych reprezentow ane przez spility, diabazy, aglo
m eraty i tufiity, którym tow arzyszą w ystępujące w m niejszych ilościach keratofiry i k erato firy kw arcow e (V. B a r t h , 1964). Lokalnie w ystępują w kładki w apieni, szerzej rozprzestrzenione w stropie serii łupkow ej, zw a
ne w apieniam i jeseneckim i, zaw ierające faunę żyw etu i franu. M aksy
m alna miąższość tych w apieni n ie przekracza 50 m. W paśm ie Wysokiego Jeseniku odpowiednikiem łupków stinaw skich i chabicowskich są fyllity z w kładkam i skał w ulkanicznych i w apieni w ystępujące w wyższej części w arstw w rbneńskich (I. C h l u p a ć , 1964).
Ponad w apieniam i jesenickim i, a w obszarach, gdzie te ostatnie nie są rozw inięte, w prost na łupkach chabicowskich leżą w arstw y ponikiew - skie, składające się z łupków z przew arstw ieniam i i soczewkami radiola
rytów oraz w kładkam i skał w ulkanicznych i w apieni. Pozycja stra ty g ra ficzna w arstw ponikiew skich została ostatnio ustalona na podstaw ie faun konodontowych. R eprezentują one górny fran, famen, tu rn ej i niższą część dolnego w izenu po poziom Scaliognathus anchoralis w łącznie (I. C h l u p a ć , J. Z i k m u n d o v a, V. Z u k a 1 o v a, 1968). Sedym entacja jest ciągła, a granica dew onu i karbonu nie zaznacza się zm ianą facji.
W arstw y ponikiew śkie rep rezen tu ją najbardziej głębokowodną fację geosynklinalną w basenie M orawsko-Sląskim . Miąższość ich je st niew ielka i wynosi od kilkudziesięciu do stu m etrów (I. C h l u p a ć , 1964).
P a l e o g e o g r a f í a
Zróżnicowanie facjalne osadów omawianego etapu ewolucji basenu w skazuje, że już w dolnym dewonie uform ow ał się w zachodniej części basenu Mo rawsko-Śląskiego głęboki rów geosynklinalny, w którym gro
m adziły się osady serii łupkow o-radiolarytow ej i produkty podmorskiego w ulkanizm u. W pozostałych częściach basenu trw ała w środkow ym i gór
nym dew onie sedym entacja w m orzu p ły tk im o stopniowo obniżającym się dnie. W obszarze M oraw skiego K rasu u schyłku dew onu zaznaczyło się pogłębienie zbiornika morskiego i zm niejszenie tem pa akum ulacji osadów, na co w skazuje cienka „skondensow ana” górna część serii w ęglanow ej, obejm ująca fam en i tu rn ej.
Osady utw orzone w etapie sedym entacji n ery ty czn ej i bawialnej pozba
w ione są m ateriału terrygenicznego o ziarnie grubszym od pelitu. W ydaje się, że w etapie ty m granice basenu nie były jeszcze ukształtow ane, a po
szczególne regiony facjalne rozciągały się daleko poza dzisiejsze granice basenu. Morze pokryw ające obszar basenu M orawsko-Sląskiego m iało do
bre połączenia z innym i obszaram i o czym świadczą pokrew ieństw a fau nistyczne z regionem reńskim i z paleotetydą (I. C h l u p a ć , 1964;
I. C h l u p a ć , J. Z i k m u n d o v a , V. Z u k a l o v a , 1968).
Brak zm ian facjalnych na granicy dew on-karbon i ch arak ter osadów wyższej części serii łupkow ej, to jest w arstw ponikiew skich w zachodniej części basenu, zdaje się wskazywać, że luka straty g raficzn a zaznaczająca się na rozległych obszarach w basenie M orawsko-Sląskim a obejm ująca tu m e j, dolny w izen a lokalnie i wyższą część dew onu jest w ynikiem erozji działającej po okresie niższej części w izenu dolnego.
ETAP WYPEŁNIANIA BASENU OSADAMI KLASTYCZNYMI
S e r i a f l i s z o w a : w yższa część dolnego w izenu — dolny n am u r A W zachodniej części basenu M orawsko-Sląskiego ponad osadam i serii w ęglanowej i serii łupkow o-radiolarytow ej leży seria fliszowa m ierząca około 4000 m miąższości. Podział litostratygraficzny te j serii w prow adzony na obszarze Niskiego Jeseniku przez K. P a t t e i s k i e g o (1929) został ostatnio zm odyfikow any w w yniku prac Z. H o k r a (1955), V. H a v l e n y (1964) i B. K o v e r d y n s k i e g o (1964). W serii fliszowej w ydzielane są obecnie od spągu do stropu, w arstw y górnobeńeszow skie o przew adze gruboławicowych piaskowców, w arstw y m oraw ickie składające się z czar
nych i zielonych m ułowców i łupków z grubym i w kładkam i gruboław ico
w ych piaskowców, zlepieńców i żwirowców iłowych, w arstw y hradeckie o przewadze piaskowców gruboław icowych i gruboziarnistych oraz w a rs t
w y kyjowickie, w których łupki przew ażają nad piaskowcąmi.
Położenie stratygraficzne serii fliszowej, a zwłaszcza jej dolna granica, były przedm iotem długotrw ałej dyskusji. Przedm iotem sporu był zwłasz
cza w iek w arstw andelskohorskioh !. W arstw y te, składające się z nap rze- m ianległych czarnych łupków i cienkoławicowych, drobnoziarnistych pia
skowców, uw ażane były daw niej za najniższe ogniwo serii fliszowej (K. P a t t e i s k y , 1929, J. D v o r a k , 1959).
1 W literaturze polskiej powszechnie sitosawana była nazwa warstw y andelo- horskie. Ponieważ jednak warstwy te biorą nazwę od miejscowości Andelska Hora wydaje się słuszniejsze określanie ich nazwą warstw andelskohorskich lub warstw z Andelskiej Hory.
W w arstw ach tych zna,ne jest w ystępow anie fauny górnodew ońskiej (H. S c h m i d t , 1927; J. D v o r a k , G. F r e y e r i L. S l e z a k , 1959).
O statnio w ysunięto jednalk przekonyw ające argum enty świadczące, że fauny te pochodzą z m ateriału egzotycznego w ystępującego na w tórym złożu (B. K o v e r d y ń s k i, 1964 ; I. C h l u p a ć , 1964). Ci sami autorzy wykazali, że w arstw y andelskohorskie i w arstw y górnobeneszow skie za
zębiają się bocznie i m ożna uznać te ogniwa za równo w iekow e.
Ścisłe określenie w ieku górnej części w arstw ponikiew skich na W y
żynie D rahańskiej i górnej części se rii w ęglanow ej M oraw skiego K rasu i rejo n u H ranic, k tó re podścielają serię fliszową n a niższą część dolnego wizenu pozwala uznać w iek w arstw y górnobeneszowskich, w ¡których nie znaleziono dotąd fau n y o znaczeniu stratygraficznym , za wyższy dolny wizen i środkowy wizen. Z w yższych ogniw serii fliszowej znane są fauny goniatytow e górnego w izenu (K. P a t t e i s k y , 1960).
G órną granicę serii fliszowej stanow i poziom m orski Ś t u r a , oddzie
lający ją od w arstw brzeżnych (ostrawskich) serii w ęglonośnej. G ranica dolnego i górnego karbonu przebiega około 400 m poniżej poziom u m or
skiego Ś t u r a (V. H a v 1 e n a, 1964), a zatem górna część w arstw ky- jowickich odpow iada najniższem u nam urow i A.
D aw niejsi autorzy uważali serię „'szarogłazowo-łupkową” M oraw za osad przybrzeżny i płytkow odny i dopiero M. E l i a s (1956) rozpoznał fliszowy ch arak ter w arstw andelskohorskich. D okładniejsze badania sedy- m entologiczne (O. K u m p e r a , 1959 a, 1959 b, 1961, 1964, 1966; R. U n- r u g, 1964) wykazały, że osady szarogłazowo-łupkowe odpow iadają ściśle współczesnej definicji facji fliszowej (S. D ż u ł y ń s k i i A. S m i t h , 1964). W św ietle tych badań poglądy o częściowo 'deltowym pochodzeniu osadów w arstw górnobeneszowskich, m oraw ickich i hradeckich (I. C h i u- p a ć i V. H a v 1 e n a in J. S v o b o d a , 1966, A. Ż e 1 i c h o w s k i, 1964) nie znajdują potw ierdzenia. G łów ną rolę w sedym entacji serii fliszowej odgrywały prądy zawiesinowe i spływ y piaskowe. W zw iązku z tym na
leży również wspomnieć, że spotykane często w lite ra tu rz e czechosłowac
kiej poglądy o śródw izeńskich regresjach i tran sg resjach oparte na obser
w acjach kontaktów erozyjnych w spągu w kładek zlepieńcow ych w ystę
pujących w serii fliszowej (zob. I. C h l u p a ć i V. H a v l e n a in J.
S v o b o d a , 1966) pow inny być trak to w an e z dużą ostrożnością. Takie kontakty erozyjne mogą być rezultatem podm orskiej erozji, k tó ra w osa
dach fliszowych i est często spotykana (S. D ż u ł y ń s k i i A. Ś 1 ą c z k a, 1959; R. U n r u g , 1963).
S tru k tu ry sedym entacyjne w serii fliszowej wslkazują, że m a te ria ł k la- styczny transportow any był z południowego zachodu ku północnem u wschodowi i z południa ku północy (O. K u m p e r a , 1959, 1966; R. U n- r u g, 1964) (fiig. 4). Wielkość ziarna m aleje od południa, gdzie w południo
wej części W yżyny D rahańskiej szeroko rozprzestrzeniona jest facja g ru boziarnistych zlepieńców, ku północy, gdzie w północnej części Niskiego Jeseniku obserw uje się znaczniejszy rozwój osadów politycznych. Skład petrograficzny zlepieńców wskazuje, że m ateriał klastyczny pochodzi ze skał krystalicznych m asyw u Czeskiego. W rejonie Głubczyc, gdzie osady serii fliszowej odsłaniają się na pow ierzchni na tery to riu m Polski i w p rzy ległych obszarach Czechosłowacji, pojaw iają się w w iększych ilościach zlepieńce i gruboziarniste piaskowce. Pochodzenie m ateriału klastycznego tych gruboziarnistych osadów jest sporne. O. K u m p e r a (1966) uważał, że m ateriał ten przynoszony b y ł z północy, jednak stru k tu ry sedym enta
cyjne w skazują na tran sp o rt ku północy (O. K u m p e r a , 1961; R. U n -
— 128 —
OSTRZESZdW
W R O C Ł A W
. Kl u c z b o r k
S T R Z E L I N
i OPOLE
_ J ^ Ć ^ G Ł U B C Z Y C E / KATOWICE* ' KR NO“
V * ■c> ./
ił >/
/ ■ t
■ ■/o s i r o v t < ^ -
OLOMOUC --- - y 'V
■ ■ ■ HRA NI CE / • *
V
K R A K 0 W
l i . i *
b i e l s k o i j > r
^ " r
* i
5 0 k m
.* ^ 7 8 ^ 10 r-» / 41 11
Fig. 4. Rozmieszczenie facji w basenie morawsko-śląskim w etapie wypełniania ba
senu osadami klastycznymi (seria fliszowa i seria iłowcowa — dolny .wizen — dolny Namur A). 1 — zlepieńce morskie; 2 — piaskowce i łupki fliszowe stwierdzone na powierzchni lub w .wierceniach; 3 — prawdopodobne rozprzestrzenienie osadów fli
szowych; 4 — seria iłowcowa; 5 — seria węglanowa (wizen); 6 — granice basenu morawsko-śląskiego stwierdzone; 7 — granice basenu morawsko-śląskiego przybli
żone; 8 — granice Górnośląskiego Zagłębia Węglowego; 9 — regionalny kierunek transportu materiału klastycznego w serii fliszowej; 10 — stwierdzone kierunki transportu materiału klastycznego w serii fliszowej; 11 — granica polsko-czecho
słowacka
Fig. 4. Facies distribution in the M oravia-Silesia Basin in the phase of filling by clastic sediments (flysch series and claystone series — Lower Visean — Lower Na- murian A). 1 — marine conglomerates; 2 — flysch exposed or reached by drilling;
3 —■ probable extent of the flysch deposits; 4 — claystone series; 5 — carbonate series (Visean); 6 — determined boundaries of the Moravia-Silesia Basin; 7 — approximate boundaries of the Moravia-Silesia Basin; 8 — boundary of the Upper Silesia Coal Basin; 9 — regional paleocurrents direction in the flysch series; 10 — determined paleocurrent directions in the flysch series; 11 — Polish-Czechoslovakian
state boundary
9 R ocznik G eologiczny Tom XLI
— 130 —
r u g , 1964), skład petrograficzny zlepieńców i piaskowców (K. Ł y d k a , 1958), a także dane z w ierceń w skazujące na szerokie rozprzestrzenienie serii fliszowej ku północy spraw iają, że pogląd ten jest tru d n y do u trz y m ania. Obszaru źródłowego dla m ateriału gruboziarnistego osadów rejonu Głubczyc należy dopatryw ać się w Sudetach Wschodnich. P rądy zaw iesi
nowe pow stające na skłonie obrzeżającym od zachodu basen sedym enta
cyjny serii fliszowej skręcały praw dopodobnie w zdłuż podłużnej osi ba
senu i stąd w osadach tych zarejestrow any został w stru k tu rac h sedy
m entacyjnych kierunek tran sp o rtu z południa ku północy.
Soczewki w apienne z fauną płytkow odną w ystępujące w śród osadów fliszowych w górnej części doliny Osobłogi (J. S k a c e l , 1961) mogą skła
dać się z m ateriału redeponow anego, przemieszczonego ze strefy sublito- ralnej w głąb basenu sedym entacyjnego serii fliszowej.
W św ietle powyższych rozważań przypuszczać można, że zachodnia granica basenu sedym entacyjnego serii fliszowej ukształtow ana w ciągu w izenu odpowiada zachodniej granicy basenu M orawsko-Sląskiego. G ra
nica północna basenu sedym entacyjnego serii fliszowej n ie jest znana. W y
stępow anie serii piaskowcowo-łupkowej dolnego karbonu, którą p araleli- zować m ożna z serią fliszow ą basenu M oraw sko-Sląskiego znane z w ierceń w Opolu i Leśnej (P. A s s m a n , 1926, 1929), W ojciechowa koło O lesna, W ołczyna koło Kluczborka, Ostrzeszowa (A. Ż e l i c h o w s k i, 1964), M ar
cinek koło Ostrzeszowa oraz Ostrowa Wielkopolskiego i Rawicza (K. K o- r e j w o i L. T e 11 e r, 1967), w skazuje na przedłużanie się basenu sedy
m entacyjnego serii fliszowej w k ierunku północnym .
Basen sedym entacyjny serii fliszowej m iał k ształt ry n n y o szerokości co najm niej 200 km w ydłużonej w k ierunku południkowym . Od wschodu do ry n n y tej przylegał basen sedym entacyjny serii iłowcowej górnego w izenu i najniższego nam uru.
S e r i a i ł o w c o w a : górny w izen — dolny n a m u r A
Seria iłowcowa górnego w izenu i dolnego n am u ru A znana jest z po
łudniow ej i w schodniej, brzeżnej części basenu M orawsko-Sląskiego.
W obszarach tych, w odsłonięciach pow ierzchniow ych i w w ierceniach został stw ierdzony górny wizen. W południowej, brzeżnej części basenu, iłowce i mułowce górnego w izenu leżą na różnych ogniwach górnego de
wonu (K. K o n i o r i A. T o k a r s k i , 1959; K. K o n i o r i S. K w i a t- k o w s k i , 1965; K. K o n i o r , 1968; L. J a n s a i J. B l u m e n t h a l , 1963). We wschodniej części w iercenia nie sięgnęły do w arstw starszych od górnego wizenu. Jedynie w bardziej centralnie położonym obszarze w iercenie w Maczkach przebiło pod serią iłowcową górnego w izenu osady najwyższej części dolnego wizenu, w ykształcone jako w apienie płytow e 0 miąższości 10,5 m (Z. D e m b o w s k i , 1966).
D om inującym typem osadu w om awianej serii są ciem noszare iłowce 1 mułowce zaw ierające w kładki drobnoziarnistych piaskowców. Jed y n ie w sk rajn ie południow ej i w schodniej części ¡basenu, n a jego peryferiach, w ystępują w śród serii mułowcowo-iłowcowych okruchow e i gruzłow e w a
pienie, dolom ity i zlepieńce, a także niekiedy tu fity . Takie w ykształcenie osadów górnego w izenu obserw ujem y w rejonie U stronia i Cieszyna (K. K o n i o r i S. K w i a t k o w s k i , 1965; K. K o n i o r , A. T o k a r s k i , 1959), A ndrychow a {K. K o n i o r , 1968), w O rleju (S. D ż u ł y ń s k i , 1954;
S. C z a r n i e c k i , 1956) oraz w rejonie Bolesławia (S. A 1 e x a n d r o- w i c z , Z. A l e x a n d r o w i c z , 1960).
Zachodnia granica rozprzestrzenienia serii iłowcowej nie może być do
kładnie określona; przebiega ona pod grubym i osadam i w ęglonośnej serii Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Obszar rozprzestrzenienia serii m u- łowcowej odpowiada „katow icko-bielskiej” strefie facjalnej w ydzielonej przez K. B o j k o w s k i e g o i S. B u k o w e g o (1966).
Miąższość serii iłowcowej górnego w izenu i dolnego n am uru A jest zróżnicowana. Dane z w iercenia w Gołonogu w skazują, że w północnej części swego obszaru w ystępow ania seria ta osiąga 1000 m miąższości.
W południow ej, brzeżnej części basenu miąższość jej nie przekracza 100 m.
G ranica w izenu i n am u ru przebiega w obrębie serii iłowcowej nie zaznaczając się zm ianam i facjalnym i. W yznaczenie jej jest możliwe tylko na podstaw ie przesłanek paleontologicznych (A. K o t a s , K. B o j k o w - s k i, 1969).
P a l e o g e o g r a f í a
W okresie w izenu i dolnego nam uru A w basenie M oraw sko-Sląskim zaznaczyło się duże zróżnicow anie facjailne. W zachodniej części basenu rów geosynklinalny w ypełniany był począwszy od wyższej części dolnego w izenu osadami fliszowymi. M ateriał klastyczny tych osadów pochodził z w ypiętrzonych odcinków zachodniego obrzeżenia basenu.
Ruchy, z którym i związane było pojaw ienie się facji fliszowej, objęły zapew ne również obszar ograniczający od w schodu rów geosynklinalny, powodując jego podniesienie i nadcięcie przez erozję górnej części serii w ęglanow ej. Obszar <ten został ponow nie zalany przez m orze po p rzerw ie sedym entacyjnej, obejm ującej praw dopodobnie dodny i środkowy wizen.
Obecność najwyższej części dolnego w izenu w profilu w iercenia w Macz
kach może wskazywać, że tran sg resja w izeńska postępow ała z północy na południe. Północna część basenu obniżyła się szybko w okresie górnego w izenu i dolnego n am u ru A i w tym obszarze osady serii mułowcowej osiągnęły znaczną miąższość, chociaż w porów naniu z basenem sedym en
tacyjnym serii fliszowej zaznacza się w profilu w iercenia w Gołonogu znaczna redukcja miąższości poszczególnych poziomów goniatytow ych (K. B o j k o w s k i et al., 1968). Południow a, (brzeżna strefa basenu była w tym czasie bardziej stabilna, na co w skazuje niew ielka miąższość osa
dów serii iłowcowej.
Na wschodnim skraju basenu trw ała w okresie w izenu sedym entacja serii węglanowej. Najmłodsze zachowane osady tej serii należą do poziomu G oniatites striatus, i odpow iadają stropow ej części w arstw m oraw ickich w serii fliszowej. Osady odpow iadające wyższym poziomom górnego w i
zenu zostały praw dopodobnie zniszczone przez erozję (W. Z a j ą c z k o w - s k i, 1968). Zlepieńce śródform acyjne w ystępujące w górnym w izenie serii węglanowej (S. A l e x a n d r o w i c z i A. S i e d l e c k a , 1964) oraz tu fity obecne w serii iłowcowej w Puńcow ie (K. K o n i o r i A. T o k a r s k i , 1959) i O rleju (T. P i ł a t , 1957) świadczą o aktyw ności diastroficznej i w ulkanicznej związanej, jak się w ydaje, z południow ym obrzeżeniem basenu Morawsko-Sląskiego.
Seria węglonośna
Ponad serią fliszową na zachodzie i serią łupkow ą na wschodzie leży seria węglonośna, sięgająca stratygraficznie do stropu W estfalu. Dolna granica serii węglonośnej przebiega w dolnej części N am uru A. Obszar w ystępow ania m a kształt zbliżony do trójkąta, którego naroża stanow ią
9*
— 132 —
M orawska Ostrawa, Tarnow skie Góry i Krzeszowice. K u południow i basen węglowy zanurza się pod nasunięte od południa K arp aty fliszowe. Na te ry to riu m Polski południow a jego granica przebiega ipod K arpatam i nieco na południe od linii Wadowice—Cieszyn. Na południow y zachód od Mo
raw sk iej O straw y seria węglonośna w ypełnia niew ielki, izolow any basen F renstatu.
S eria węglonośna dzieli się n a dwie części różniące się genezą: część niższą o rozw oju paralicznym obejm ującą N am ur A z w yjątkiem jego najniższej części i część wyższą o rozw oju lim nicznym , obejm ującą N a
m ur B i C oraz W estfal.
S eria p araliczna
Seria paraliczna leży zgodnie na m orskich utw orach najniższego N a
m u ru A bez objawów przerw y sedym entacyjnej. Dolną jej granicę stanow i strop poziomu morskiego S tu ra (X V I)1 w ystępującego w zachodniej części basenu węglowego oraz strop morskiego piaskowca z Gołonoga w części północno-wschodniej (A. K o t a s i W. M a l c z y k , w druku).
G órną granicę tej serii stanow i spąg pokładu węgla 510 2 — n ajn iż
szego pokładu serii lim nicznej. Tak określona górna granica serii p ara- licznej może być prześledzona na całym obszarze Zagłębia Węglowego z w yjątkiem jego w schodniej części, gdzie na dużym obszarze w ystępuje luka sedym entacyjna obejm ująca wyższą część serii paralicznej oraz niższą część serii lim nicznej. W zachodniej części basenu pokład 510 lokalnie nie jest w ykształcony, a granica pomiędzy serią paraliczną i serią lim nicz- ną m a ch arak ter erozyjny (S. Z. S t o p a, 1957; K. M a 1 1, 1965, 1966, 1967).
S eria paraliczn a odpow iada w arstw om brzeżnym (straw skim ), w k tó rych obrębie w ydziela się cztery ogniwa litostratygraficzne. Z przyczyn historycznych u trw a liły się dw a odrębne podziały litostratygraficzne, z których jeden oparty na pracach R. M i c h a e l a (1913), W. P e t r a- s c h e c k a (1928) oraz K. P a 11 e i s k y ’e g o (1936), stosow any był w za
chodniej, drugi, w prow adzony przez S. D o k t o r o w i c z. a - H r e b n i c- k i e g o (1935), w północno-wschodniej części basenu węglowego. Badania lat ostatnich pozwoliły na skorelow anie obu tych podziałów (Z. D e m b o w s k i , A. K o t a s , W. M a l c z y k , 1963; K. B o j k o w s k i , 1967, A. K o t a <s, W. M a l c z y k, w druku). Odrębność rozw oju serii p ara licznej we w schodniej części basenu węglowego uzasadnia utrzym anie w ydzieleń litostratygraficznych lokalnego podziału.
W zachodniej części basenu węglowego w profilu serii paralicznej w y
dziela się od spągu do stropu w arstw y pietrzkow ickie, gruszowskie, jaklo- w ieckie i porębskie. W części północno-w schodniej w arstw om pietrzko- wickim odpowiada najw yższa część górnych w arstw malinow ickich, leżąca ponad piaskowcem z Gołonoga, w arstw y sarnow skie i najniższa część w arstw florowskich. W arstwom gruszowskim obszaru zachodniego odpo
w iadają w arstw y florow skie (z w yjątkiem ich najniższej części), a odpo
1 Poziomy morskie występujące w serii paralicznej noszą indywidualne nazwy wprowadzone przez S u s tę , a także mają numerację biegnącą od stropu do spągu serii, opartą na ich następstwie w rejonie Gliwic (O. N i e m- c i z y k , 1929).
2 Numeracja pokładów węglowych wprowadzona została w Górnośląskim Za
głębiu Węglowym przez S. D o k t o r o w i c z a - H r e b n i c k i e g o i T. B o c h e ń s k i e g o (1952), a następnie została skorygowana przez Z. D e m b o w s k i e g o , A. K o t a s a i W. M a l c z y k a (1963).
w iednikiem w arstw jaM owieckich i porębskich są w arstw y grodzieckie (A. K o t a s i W. M a l c z y k , w druku).
Miąższość serii paralicznej osiąga w zachodniej części basenu w ęglo
wego około 3500 m i zm niejsza się w k ieru n k u południow ym i w schodnim do kilkuset m etrów.
Osady serii paralicznej składają się z iłowców, mułowców oraz pias
kowców zwykle drobnoziarnistych i średnioziarnistych, i sporadycznych cienkich w kładek margli. Piaskowce gruboziarniste i zlepieńce w ystę
p u ją w niew ielkich ilościach. M ateriał piroklastyczny jest pospolity i w y stęp u je zarówno w rozproszeniu w osadach klastycznych, jak i w postaci w kładek osadów tufogenicznych osiągających miąższość kilkunastu m e
trów . Osady fytogeniczne reprezentow ane są przez pokłady węgla i w y stępujące często w ich stropie łupki węglowe i sapropelity.
Margle dolom ityczne i ankerytow e w ystępują w postaci niągrubych w arstw , zazwyczaj zaw ierających (skamieniałości fauny m orskiej. Z po
jedynczych w ystąpień znane są też piaszczyste dolomity i ankeryty.
Iłowce i mułowce lam inow ane poziomo i p rzek ątn ie zaw ierają często sferosyderyty.
Wśród iłowców stw ierdzono w ystępow anie dwóch odm ian: kw arcow o- -hydrom ikow ej i m ontm oryllonitow o-illitow ej, zaw ierającej okruchy szkli
w a wulkanicznego.
Piaskowce drobnoziarniste, lam inow ane i przekątnie lam inow ane, re
p rezen tu ją typ litoklastyczny i skaleniowy. Wśród okruchów litoklastycz- n ych w ystępują skały m etam orficzne i w ulkaniczne. Stw ierdzono też obec
ność kw arców piroklastycznych. Szkielet ziarnow y spojony jest substancją detrytyczno-iłow ą lub spoiwem dolomitowym lub kalcytowym .
Piaskowce gruboziarniste, przekątnie w arstw ow ane lub bezstrukturow e zaw ierają toczeńce iłowców i m ułow ców i frag m en ty zwęglonych pni (J. K u h 1, 1955; A. C h o d y n i e c k a , 1962; S. C e b u l a k i Z. D e m b o w s k i , 1964). Rozmieszczenie skaleni i m inerałów ciężkich w ykazuje zróżnicowanie w profilu serii paralicznej (S. C e b u l a k , B. N u r k i e- w i c z , M. S k u p i e ń , 1967).
W ystępujące w najwyższym ogniwie w serii paralicznej zlepieńce, zw ane zlepieńcam i zameckimi, składają się z otoczaków kw arcu, łupków krystalicznych, kw arcytów , lidytów, okruchów ortoklazów i węgla. Za
w ierają też toczeńce czerwonych iłowców (A. M a k o w s k i , 1936; A. K o- t a s i W. M a l c z y k , w druku).
Niezbyt liczne są znaleziska otoczaków skał egzotycznych w pokładach węgla. Znaleziono tu w w arstw ach grupy brzeżnej (grodzieckich) na ko
palni „Grodziec”, otoczaki gnejsu, po rfiru kwarcowego, g ran itu ortokla- zowego, piaskowców drobnoziarnistych, łupków, iłołupków i kw arcu żyło
wego. Jeden okaz otoczaka piaskowca został znaleziony w w arstw ach siodłowych z rejn u Zabrza (W. Ż e l e c h o w s k i , 1926).
Rozległe poziomy skał tufogenicznych w ystępują w serii paralicznej w zachodniej i północnej części basenu węglowego. W obszarze zachodnim są to tak zwane „łupki szlifierskie”, których najrozleglejszy poziom znany od Łabęd po M oraw ską O straw ę na południu, rozgranicza w arstw y p ie trz - kowickie i w arstw y gruszowskie. W rejonie M orawskiej O straw y liczne poziomy łupku szlifierskiego w ystępują w całym profilu w arstw pietrz- kowickich i gruszowskich, lecz zanikają ku północy, tak że na tery to riu m Polski znany jest tylko jeden poziom w górnej części w arstw gruszow skich (M. D o p i t a i V. H a v l e n a, 1959; J. K a d 1 e c, J. T o m s i k i L. O r m a n d y , 1961; A. C h o d y n i e c k a , 1962).
— 134 —
A utorzy czechosłowaccy (J. K a d l e c , J. T o m s i k i L. O r m a n d y , 1961) negują tufogeniczne pochodzenie osadów łupku szflifierskiego, przy
pisując ich pow stanie specyficznym , lecz bliżej nie sprecyzow anym w a
runkom geochemicznym, panującym w czasie sedym entacji i diagienezy.
Drugi, rozległy poziom skał (tufogenicznych (poziom iłów m ontm oryl- lonitowych) znany je st w wyższej części w a rstw porębskich w rejonie Bytom ia, Chorzowa (A. B o l e w s k i, Z. M i c h a ł e k , S. S t o p a, 1963;
J. R y s z k a i S. C e b u 1 a k,, 1964) oraz K opalń D ąbrow skiego Z jed
noczenia P rzem ysłu Węglowego (J. S z t e l a k , 1964).
Osady m orskie rozpoznane są na podstaw ie obecności fauny złożonej głównie z małży, ramienionogów, ślimaków, głowonogów, korali i otwornic.
W m niejszych ilościach w ystępują rów nież try l obity, liliowce, mszywioły i inne grupy (K. B o j k o w-s ki , 1967). F auna m orska w ystępuje w iłow- cach i mułowcach, rzadziej w piaskowcach. K ry teria petrograficzne po
zw alają zaliczyć do osadów m orskich rów nież margle, iłowce i mułowce m argliste oraz piaskowce o spoiwie w ęglanow ym nie zaw ierające fauny (S. C e b u l a k i Z. D e m b o w s k i, 1964) a także piaskowce kw arcow e złożone z w ysortow anyoh ziarn (V. H a v l e n a , J. J a r o s i J. P e ś e k,
1968). Osady m orskie m ają więc w profilu serii paralicznej w iększy udział, niż w ynikałoby to z w ystępow ania fauny. Rozmieszczenie m orskich osa
dów nie zaw ierających skam ieniałości jest jeszcze słabo poznane i wym aga dalszych badań.
Poziomy m orskie w ystępujące w serii paralicznej m a ją dość zróżnico
w any charakter. W yróżnić w śród nich można poziomy szeroko rozprze
strzenione, znacznej miąższości, pozbawione osadów węglowych, oraz po
ziomy cienkie, w ystępujące lokalnie, zazwyczaj w stropie pokładów węglo
wych.
W poziomach szeroko rozprzestrzenionych można często prześledzić cykl transrgesyw no-regresyw ny, zaznaczający się zwiększonym zapiasz- czeniem w spągu i stropie, gdy natom iast część środkowa składa się z iłow- ców; taki charakter m ają na przykład w rejonie Gliwic poziomy: F ra n ciszka (X) o miąższości 80— 100 m w w arstw ach gruszowsksich i poziom B arbara (V) o miąższości 105— 115 m w w arstw ach porębskich. Na regre- syw ny ch arak ter w skazuje też w ystępow anie fauny słodkowodnej w stro powej części bezwęglowych serii związanych z poziomami m orskim i, znane na przykład z poziomu Franciszka (A. M a k o w s k i , 1936).
N iektóre szeroko rozprzestrzenione poziomy m orskie przedzielone są w części środkowej ław ą piaskowcową z cienkim i pokładam i węgla i fauną słodkowodną. Zjawisko takie znane jest z poziomu Enna (VII) o m iąż
szości 220—300 m w rejonie R ybnika (S. S t o p a i K. M a 1 1, 1966).
Oprócz poziomów z fauną m orską w ystępują w serii paralicznej liczne poziomy zaw ierające wyłącznie gatunki z rodzajów Lingula i O rbiculoidea (K. B o j k o w s k i , 1967). Poziomy takie zw ane poziomami lingulow ym i uw ażane są za w skaźnik brakicznej facji lagunowej.
Poziomy zaw ierające wyłącznie zespoły słodkowodnych m ałży (K. K o- r e j w o, 1954) w ystępują zwykle w stropie pokładów węglowych, rzadziej spotyka się je w śród osadów klastycznych bez związku z osadami fito- genicznymi.
Poziomy z fauną m orską stanow ią najw ażniejsze elem enty korelacyjne w serii paralicznej. Szeroko rozprzestrzenione poziomy posłużyły do w y
znaczania granic litostratygraficznych, w ydzielanych w 'tej serii. B adania lat ostatnich udowodniły, że najw iększa ilość poziomów z fauną m orską w ystępuje w zachodniej i północno-zachodniej części obszaru w ystępo
w ania serii paralicznej, zm niejszając się zarów no ku południow i jak i ku wschodowi (K. B o j k o w s k i 1967, Ł. M u s i a ł, 1967; Ł. M u s i a ł i K. T a b o r, 1964). Zjawisko to ma podstaw owe znaczenie dla rekon
strukcji paleogeograficznej basenu sedym entacyjnego serii paralicznej.
Rozwój ogniw litostratygraficznych serii paralicznej W arstw y pietrzkow ickie
W arstw y pietrzkow ickie, w yróżnione w zachodniej części basenu w ę
glowego, stanow ią najniższe ogniwo serii paralicznej. Dolną ich granicę stanow i strop poziomu m orskiego S tu ra (XVI), g ran icę górną zaś spąg najszerzej rozprzestrzenionego poziomu łupku szlifierskiego w ystępujące
go bezpośrednio nad poziomem m orskim N anetta (XI). M aksym alna m iąż
szość w arstw pietrzkow ickich w rejonie zachodnim wynosi około 1000 m .1
; W rejonie Cieszyna, na tery to riu m Czechosłowacji, nad poziomem m or
skim S tura leżą średniozlam iste i gruboziarniste piaskowce o miąższości 150 m, nad którym i rozw ija się seria węglonośna zaw ierająca tylko pozio
m y z fauną słodkowodną i lingulow ą przy całkow itym braku w kładek z fauną morską. B rak też jest w kładek łupku szlifierskiego, co uniem ożli
w ia ścisłe rozgraniczenie w arstw pietrzkow ickich i wyżej ległych w arstw gruszowskich. Udział piaskowców w w arstw ach pietrzkow ickich jest w y
raźnie większy niż w rejonie M orawskiej Ostraw y, a cała seria paraliczna m a bardziej k o n ty n e n taln y ch a rak ter (V. H a v 1 e n a, J. J a r o ś i J. P e-
ś e k , 1968).
W rejonie M oraw skiej O straw y w arstw y pietrzkow ickie są już w yraźnie zidentyfikow ane, gdyż zarówno poziom m orski N anetta (XI), jak i leżący nad nim poziom łupku szlifierskiego są dobrze rozw inięte. W dolnej części w arstw pietrzkow ieckich w ystępuje lokalnie kompleks o w ybitnej p rze
wadze piaskowców średnioziarnistych i gruboziarnistych, zaw ierający gleby stigm ariow e i cienkie, nie eksploatow ane pokłady węglowe. Kom
pleks te n ibył nazw any w arstw am i hostialkow ickim i (H o k r, 1955). S ta
nowi on odpowiednik najniższej części w arstw pietrzkow ickich z rejonu Cieszyna. Powyżej rozw ija się seria węglonośna z dwoma poziomami m or
skim i: Leonard (XIV) i N anetta (VI) oraz w kładkam i łupku szlifierskiego.
W rejonie Rybnika ponad poziomem m orskim L eonard (XIV) w ystę
pu ją trzy tak zwane „poziomy dodatkow e”, a wyżej poziomy W ilhelm ina (XIII), Bruno (XII), cztery dalsze „poziomy dodatkow e” i w reszcie poziom N an etta (XI). W rejonie Gliwic, gdzie znana jest tylko wyższa część w arstw pietrzkow ickich, w y stęp u ją poziom y N an etta (XI), B runo (XII) i W ilhelm ina (XIII); w każdym z nich w ystępuje kilka w kładek z fauną m orską. W położonym dalej k u północy ¡rejonie Pyskow ic ilość w kładek z fau n ą m orską w poszczególnych poziom ach w zrasta, rośnie też m iąż
szość poziomów w stosunku do obszaru Gliwic. Między poziom am i W il
helm ina (XIII) a Leonard (XIV) w y stęp u je 6 w kładek z fau n ą m orską określonych jako „poziomy dodatkow e” . Cechą ch arak tery sty czn ą w arstw pietrzkow ickich w tym obszarze jest przew aga iłowców i ¡mułowców nad piaskow cam i oraz ibrak pokładów w ęglow ych. Znane są ty lk o dw a po ziomy gleb stigm ariow ych.
W północno-wschodniej i wschodniej części basenu węglowego odpo
w iednikiem w arstw pietrzkow ickich w przyjm ow anym obecnie ujęciu są:
1 Opis poszczególnych ogniw serii paralicznej oparto na opracowaniu syntetycz
nym A, K o t a s a i W. M a l c z y k a (w druku).
— 136 —
iłowce i mułowce najw yższej części w arstw m alinow ickich, leżące ponad piaskow cem z Gołonoga uw ażanym ostatnio za odlpowiednik poziom u morskiego S tu ra (XVI) (K. B o j k o w s k i , A. J a c h o w i c z i Z. Ż o ł- d a n i, 1968), seria piaskowcowa w arstw sarnow skich zaw ierająca bardzo nieliczne i cienkie w kładki węglowe i seria węglonośna najniższej części w arstw florowskich.
W arstw y gruszowskie
W arstw y gruszowskie m ają ch arak ter serii węglonośnej na całym ob
szarze swego w ystępow ania.
Dolną granicę w arstw gruszow skich stanow i spąg ław icy łupku szli
fierskiego w ystępującego n ad poziomem m orskim N anetta (XI), granicę górną spąg pierwszego pokładu węglowego nad poziomem m orskim Enna (VII).
W rejonie Cieszyna całe w arstw y gruszowskie w ykształcone są w facji lim nicznej, a jedynym poziomem m orskim jest Enna (VII) w ystępująca u ich stropu. W rejonie M orawskiej O straw y w środkow ej części w arstw gruszowskich pojaw ia się poziom m orski Franciszka (X).
W rejonie R ybnika bezwęglowe osady poziomu morskiego Francisz
ka (X) osiągają miąższość 80— 100 m. Niższa część w arstw gruszowskich poniżej tego poziomu morskiego m a c h a ra k te r lim niczny, znane są w niej tylko poziomy z fauną ¡słodkowodną. Nad poziomem Franciszka (X) w y
stępuje jeszcze poziom m orski Roland (IX), a wyżej poziom „B ezim ienny”
(VIII). Osady bezwęglowe poziomu m orskiegi Enna (VII) osiągają miąższość 220—270 m.
W .rejonie Gliwic dolna część w arstw gruszowskich rozw inięta jest w facji paralicznej. Poniżej poziomu morskiego Franciszka (X) w ystępują tu w kładki m orskie ośmiu „poziomów dodatkow ych”, zaznacza się też zm niejszanie się udziału piaskowców w kierunku północnym. Ponad po
ziomem m orskim Franciszka w ystępują poziomy Roland (IX) i „Bezim en- n y ” (VIII). Rozw inięty w stropie w arstw gruszowskich bezwęglowy pakiet osadów m orskich poziomu Enna (VII) m ierzy 130—'150 m miąższości.
W rejonie Pyskowic rozwój w arstw gruszowskich jest podobny z tą różnicą, że znane jest tylko 6 poziomów dodatkowych poniżej poziomu Franciszka (X). W porów naniu z rejonem Gliwic zaznacza się zm niejszenie węglonośności.
W północno-wschodniej części basenu węglowego w arstw om gruszow - skim odpow iadają w arstw y florow skie (z w yjątkiem ich najniższej części).
Rozwój tych w arstw jest lim niczny z poziomami lingulowym i i słodko
wodnymi, jedynym poziomem m orskim jest Enna (VII) w y s t ę p u j ą c y
w stropie serii.
M aksym alna miąższość w arstw gruszowskich w rejonie R ybnika w y nosi około 1200 m.
W arstw y jaklowieckie
Dolna granica w arstw jaklow ieckich stanow i strop poziomu morskiego Enna (VII), górną — spąg poziomu morskiego B arbara (V). Na całym obszarze swego w ystępow ania w arstw y jaklow ieckie m ają ch arak ter lim niczny i zaw ierają ty lk o poziom y z fau n ą słodkow odną. F auna linigulowa
znana je st z pojedynczych stanowisk. M aksym alna miąższość w arstw jaklow ieckich w rejonie M orawskiej O straw y w ynosi około 425 m i zm niej
sza się zarówno ku południow em u wschodowi do 240 m w rejonie K arw iny
i 50 m w rejonie Cieszyna, jak i w 'kierunku północnym i północno-wschod
nim, osiągając w rejonie R ybnika 250—380 m, w rejonie Gliwic 200 m, w północno-wschodniej części basenu węglowego red u k u jąc się do 40—
—50 m. W tym ostatnim obszarze w arstw om jaklow ieckim odpowiada najniższa część w arstw grodzieckich, poniżej poziomu morskiego B ar
b ara (V).
Zarówno w rejonie Cieszyna, jak i w północno-w schodniej części ba
senu węglowego w arstw y jaklow ieckie składają się w yłącznie z piaskow ców i nie zaw ierają pokładów węgla.
W arstw y porębskie
W arstw y porębskie stanow ią najw yższe ogniwo litostratygraficzne serii paralicznej. N ajwiększą miąższość 1100 m osiągają one w rejonie Rybnika.
Zarów no k u południowi, ja k i k u wschodowi miąższość w arstw porębskich m aleje i w ynosi w rejonie Cieszyna 250—85 m, a w rejonie Jaw orzna 210 m, spadając do 66 m dalej ku wschodowi. W schodnia granica obszaru w ystępow ania w arstw porębskich przebiega przez okolice Oświęcimia i Chrzanowa.
Dolną granicę w arstw porębskich stanow i spąg poziomu morskiego B arbara (V), granicę górną spąg najniższego pokładu w arstw siodłowych
— '510 (pokład Prokop na tery to riu m Czechosłowacji). W rejonie rybnickim pokład 510 nie w ystępuje, a stropow a część w arstw porębskich została zerodowana. G ranicę górną serii paralicznej stanow i w tym obszarze spąg rozm ycia erozyjnego, w ypełnionego zlepieńcam i i piaskowcam i najniższej części w arstw siodłowych (M a 1 1 1965, 1966, 1967).
W w arstw ach porębskich w ystępuje pięć poziomów m orskich rozpa
dających się na szereg podpoziomów. Najniższy z tych poziomów — B ar
bara (V) znany jest na całym obszarze w ystępow ania w arstw porębskich.
K olejny wyższy poziom G abriela (IVb) w ystępuje tylko w zachodniej części basenu węglowego, zanika natom iast zarówno w k ierunku połud
niowym, jak i w kierunku w schodnim (K. B o j k o w s k i 1967). Poziom Koks (IVa) jest rów nie szeroko rozprzestrzeniony jak poziom B arbara.
Poziom H enryk (III) zanika w k ieru n k u południowym , w ystępuje n ato m iast w północno-wschodniej części basenu węglowego. Wyższe poziomy:
K onrad (II), Roem er (Ic, Id) i G aebler (la, Ib) zanikają zarów no k u połud
niowi, jak i k u wschodowi. W północno-w schodniej części b asenu w ęglo
wego te najw yższe poziom y z fauną m orską zastąpione są przez poziomy słodkowodne i lingulow e (Ł. M u s i a ł , 1967; Ł. M u s i a ł i M. T a b o r,
1964).
Pomiędzy poziomami m orskim i w arstw porębskich w ystępują grubsze pakiety o charakterze lim nicznym (A. M a k o w s k i , 1936). W jednym z takich pakietów w ystępuje charakterystyczny kompleks zlepieńców za
meckich. S trefa w ystępow ania najw iększej miąższości i najgrubszego ziar
na w zlepieńcach zameckich obejm uje zachodnią część rejo n u M orawskiej O straw y; ku północy miąższość zlepieńców zameckich zm niejsza się, m a
leje rów nież średnica otoczaków.
Udział piaskowców w profilu w arstw porębskich jest w iększy w za
chodniej i północnej części ich obszaru w ystępow ania niż w części połud
niow o-w schodniej (A. C z e k a j et al. 1964). U ważane to było za w ska
zówkę, że m ateriał klastyczny w arstw porębskich pochodzi z zachodu i północy. Taka in terp retacja paleogeograficzna pozostaje jednak w sprzecz
ności z rozkładem poziomów morskich, kierunkam i w arstw ow ania prze
kątnego i rozkładem wielkości otoczaków w zlepieńcach zameckich. Należy
