Sedymentacja utworów miocenu we wschodniej czêœci
zapadliska przedkarpackiego
Piotr Dziadzio*, Andrzej Maksym*, Barbara Olszewska**
Miocene deposition in the eastern part of the Carpathian Foredeep in Poland. Prz. Geol., 54: 413–420.
S u m m a r y. Results of new biostratigraphical investigations correlated with nannoplankton zones permit to suggest that deposits which are filling the eastern, Polish part of the Carpathian Foredeep Basin include also the late Sarmatian and Panonian deposits.
The filling of eastern parts of the Carpathian Foredeep, as in most foredeep basins, took place in two main stages; (1) underfilled flysch stage - lasting from the early Badenian to the lower part of late Badenian (Moravian– Wieliczian) and (2) overfilled molasse stage — lasting from upper part of the late Badenian to Panonian (Kosovian–Meotian). Classically, this flysch to molasse transition is interpreted as a record of the migration of the thrust wedge and foreland basin over the hinge line of the inherited passive margin. Also, the Badenian and Sarmatian successions are characterised by very diverse facies, which were deposited in vari-ous depositional environments. A detailed sedimentological analysis of cores, together with well log analysis, and seismic sections per-mitted to fit the stratigraphic column into a sequence stratigraphic framework. Within this framework, the Badenian and Sarmatian successions are interpreted to have been deposited within 3 third-order depositional sequences: the first two in the Badenian (not recognised in seismic scale), and the third during the Sarmatian, which consists of 4 fourth-order sequences (Dziadzio, 1999, 2000), with total thickness of 800 to over 3000 m.
The M3 boundary is interpreted as a flooding surface within the fourth order, oldest Sarmatian depositional sequence. The M2 bound-ary corresponds to the boundbound-ary between two foraminiferal zones Anomalinoides dividens and Varidentella reussi, within the Sarmatian succession, which lies in the upper part of the second Sarmatian sequences, near the maximum flooding surface, in late phase of highstand sea level.
The M1 boundary is interpreted as a transgressive surface within the third Sarmatian sequence. The boundary M0 marks transgressive surface within the fourth Sarmatian sequence and also is a stratigraphical boundary between two youngest foraminiferal zones Velapertina reussi and Porosononion granosum, and marks a border between the Wolhynian and Bessarabian stages.
Key words: Carpathian Foredeep, Miocene, stratigraphy, depositional sequences
Badeñsko-sarmacka sukcesja osadowa wype³niaj¹ca SE czêœæ zapadliska przedkarpackiego w strefie miêdzy Rzeszowem-Przemyœlem a Lubaczowem (ryc. 1) to rejon o du¿ym zró¿nicowaniu facjalnym, które spowodowane jest zazêbianiem siê szeregu œrodowisk depozycyjnych, tych rozwijaj¹cych siê u brzegu Karpat, tych wystêpuj¹cych w osiowej czêœci i tych przy pó³nocnym brzegu zapadliska przedkarpackiego — rozpoznawanych jednak ci¹gle frag-mentarycznie.
Stratygrafia w ujêciu tradycyjnym i nowe na ni¹ spojrzenie
Za najstarsze, morskie utwory miocenu w czêœci wschodniej zapadliska przedkarpackiego s¹ uwa¿ane war-stwy baranowskie (formacja z Piñczowa — Alexandro-wicz i in., 1982). Zalegaj¹ one transgresywnie na ró¿nych ogniwach stratygraficznych i s¹ przykryte przez utwory siarczanowe. Wiek warstw baranowskich to dolny baden (np. Karnkowski, 1969; Alexandrowicz, 1971; Ney i in., 1974; Olszewska, 1999). Szczegó³ow¹ charakterystykê litologiczn¹ tych utworów we wschodniej czêœci zapadli-ska przedkarpakiego przedstawiali ró¿ni autorzy (por. omówienie: Czapowski, 2004).
Powy¿ej nich zalegaj¹ warstwy anhydrytowe (zob. Peryt, 2006, z literatur¹). Ich wiek okreœlony na podstawie badañ otwornicowych to œrodkowy baden (np. £uczkow-ska, 1958, 1964; Ney i in., 1974; Alexandrowicz i in., 1982; Olszewska, 1999), a wed³ug nanoplanktonu okreœla-ny jest obecnie na poziom NN6 (póŸokreœla-ny baden), (Peryt i in., 1998; Peryt, 1999, Garecka & Jugowiec, 1999).
Nad poziomem anhydrytowym, który w obszarze
basenu przedkarpackiego stanowi wa¿ny, sejsmiczny hory-zont korelacyjny, le¿¹ warstwy chodenickie/grabowieckie zaliczane do badenu górnego (kosowu). Utwory tego wie-ku we wschodniej i centralnej czêœci zapadliska
przedkar-packiego to osady ilasto-mu³owcowo-margliste o
niewielkiej mi¹¿szoœci cechuj¹ce siê masowym wystêpo-waniem pteropodów z rodzaju Spirialis (np. Jurkiewicz & Karnkowski, 1961; G³owacki i in., 1966; Ney, 1969), od którego omawiane utwory s¹ nazywane seri¹ spirialisow¹ (Ney, 1969) lub ogniwem i³ów spirialisowych, wystê-puj¹cym w najni¿szej czêœci formacji z Machowa (Jasio-nowski, 1997). W strefie przykarpackiej utwory te s¹ reprezentowane s¹ przez facje gruboklastyczne, znacznej, dochodz¹cej do kilkuset metrów, mi¹¿szoœci.
Najm³odszymi w prezentowanym obszarze s¹ utwory sarmatu zaliczane do formacji z Machowa (Alexandrowicz i in., 1982), s¹ wieku póŸny baden–póŸny sarmat (Czepiec, 1996; Olszewska, 1999). Maj¹ one zmienn¹ mi¹¿szoœæ, w granicach 1000–2500 m, jedynie w strefie Rowu Wielkich Oczu ich mi¹¿szoœæ znacznie przekracza 3000 m (np. Karnkowski, 1969; Dziadzio & Jachowicz, 1996; Dzia-dzio, 2000).
*PGNIG S.A. w Warszawie, Departament Poszukiwania Z³ó¿, Oœrodek Regionalny Po³udnie w Jaœle, ul. Asnyka 6, 38-200 Jas³o; p.dziadzio@geonafta.jaslo.pl; a.maksym@geonafta.jaslo.pl
** Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Karpacki, ul Skrzatów1, 31-560 Kraków; bols@pgi.gov.pl
Intensywne prace poszukiwawcze prowadzone na obszarze zapadliska przedkarpackiego stale dostarczaj¹ nowych danych litologicznych i stratygraficznych, które
umo¿liwiaj¹ uszczegó³owienie ram stratygraficznych
utworów wype³niaj¹cych basen oraz weryfikacjê dotych-czasowych pogl¹dów na stratygrafiê. Z
pó³nocno-wschod-niej czêœci zapadliska
przedkarpackiego z otworów:
Biszcza-3, 4, Dzików-12, 15, 17; Jedlinki-2; Ksiê¿pol-10, 11, 12;
Kury³ówka-13; Lubliniec-4;
Potok Górny-4, 5; Rudka-8; Rysz-kowa Wola-7; Wola Ró¿aniec-ka-7, 10, 11; Sucha Wola-1; Wola Obszañska-9, 10; Za³azie-2, prze-badano materia³ rdzeniowy w celu
okreœlenia w nich zespo³ów
mikroskamienia³oœci.
Uzyskane wyniki naniesiono na skalê g³êbokoœciow¹, a
nastêp-nie przeprowadzono korelacjê
krzywych geofizyki otworowej miêdzy otworami (Dziadzio & Olszewska, 2000). Uwzglêdniono równie¿ dotychczasowe wyniki badañ stratygraficznych i na tej podstawie skonstruowano tabelê stratygraficzn¹ dla wschodniej czêœci polskiego fragmentu zapa-dliska przedkarpackiego (tab. 1).
Ca³y profil utworów sarmatu (i³y krakowieckie) by³ dotychczas
zaliczany do dolnego sarmatu
(wo³ynu), lub mieœci³ siê zakresie wiekowym póŸny baden–póŸny sarmat (Czepiec, 1996; Olszew-ska, 1999; Dziadzio, 1999).
Wyni-ki badañ otwornic i innych
mikroorganizmów takich jak glo-ny, tekameby i statolity (p³ytki
równowagi skorupiaków)
umo-¿liwi³y potwierdzenie tych
danych i wyró¿nienie utworów m³odszych — górnosarmackich
(besarabu) oraz przybli¿one
wyznaczenie w ich obrêbie trzech poziomów stratygraficznych, tj. poziomów Anomalinoides divi-dens, Varidentella reussi i Poro-sononion granosum (tab. 1).
Sekwencje depozycyjne w utworach badenu i sarmatu
Profil utworów badenu i sar-matu we wschodniej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego zosta³ podzielony na 3 sekwencje depo-zycyjne III-rzêdu (sensu exxo-nowskiego, por. Vail i in., 1997) (Dziadzio, 1999, 2000).
Dwie najstarsze sekwencje
depozycyjne wyznaczono w
badenie. Pierwsza obejmuje war-stwy baranowskie deponowane w warunkach stopniowego wzrostu, a nastêpnie bardzo szybkiego R O Z T O C Z E H I LL S R O Z T O C Z E RADYMNO-11 NIENOWICE-1 MO£ODYCZ-4 M.N-3 KOBYLNICA RUSKA-3 ZAPA£ÓW-1 BASZNIA-1 CH-3 CH-4 DÊBNO-3 K-11 JAGIE££A-3 J-4 JAROS£AW-2 KAÑCZUGA-10 KURY£ÓWKA-1 LUBACZÓW-6 OR£Y-2 RADYMNO-3 R-5 R-3 RUDKA-4 R-7 STUBIENKO-2 TARNOGRÓD-2 TRYÑCZA-7 UJEZNA-2 WALAWA-1 W R-10 W R-2 ¯O£YNIA-22 I I' II II' III' III IV IV' Dobra 4 R.W-1 RW-7 S-14 W.Z-1 Z- 2 A A' K a r p a t y C a r p a t h i an s Lwów UK RA I NA UK RA I NE PO LS KA PO LA ND 0 10 20km San Tanew Wieprz Tanew Sopot uskoki faults KREDA CRETACEOUS EOCEN EOCENE MIOCEN MIOCENE
margle i wapienie piaszczyste marls and sandy limestones piaskowce -glaukonitowo-kwarcowe quartz-glauconite sands utwory zapadliska przedkarpackiego Carpathian Foredeep deposits wapienie rafowe reef limestones utwory badenu Badenian deposits g³ówne uskoki main faults Warszawa P O L S K A P O L A N D Kraków granica polsko-ukraiñska Polish-Ukrainian border
przebieg regionalnych profili sejsmicznych seismic line location
lokalizacja otworowego przekroju korelacyjnego location of well cross-section
ROZTOCZE
Ryc. 1. Mapa geologiczna wschodniej i pó³nocno-wschodniej czêœci zapadliska przedkarpac-kiego i Roztocza, czêœciowo zaadoptowana z pracy Wysocka (2002 )
Fig. 1. General geological map of eastern and north-eastern parts of the Carpathian Foredeep and Roztocze Hills, partially adopted from Wysocka (2002)
BADEN BADENIAN SARMAT SARMATIAN POZIOMY OTWORNICOWE FORAMINIFERA ZONES JEDNOSTKI LITOSTRATYGRAFICZNE (wschodnia czêœæ zapadliska przedkarpackiego) LITOSTRATIGRAPHICAL UNITS (eastern part of the Carpathian Foredeep)
LANG LANGHIAN SERRAWAL SERRAVALIAN TORTON TORTONIAN EPOKA EPOCH MIOCEN MIOCENE WIEK AGE CENTRALNA PARATETYDA (R gl, 1998) CENTRAL PARATETHYS ö WSCHODNIA PARATETYDA (R gl, 1998) EASTERN PARATETHYS ö POZIOMY NANO-PLANKTONU (Gradstein et al., 2004) CALCAREOUS NANNOPLANKTON ZONES PANON PANONIAN 15 œrodkowy Middle 14 13,65 11,61 10,6 9,8 13 12 11 10 9 8 7,25 CZAS (Ma) (Gradstein et al., 2004) TIME (Ma) wo³yn Wolhynian moraw Moravian wielicz Wieliczian kosow Kosovian warstwy baranowskie formacja z Piñczowa Baranów beds Piñczów formation ewaporaty Fm. z Krzy¿anowicevaporitesKrzy¿anowice Fm.
warstwy grabowieckie ogniwo i³ów spirialisowych
Grabowiec beds Spirialis beds i³y krakowieckie formacja z Machowa Krakowiec clays Machów formation besarab Bessarabian cherson Chersonian meot Meotian NN9 NN10 NN8 NN7 NN6 NN5 NN4 Candorbulina universa Uvigerina costai Velapertina indigena
Elphidium hauerinum/ Varidentella reussi Anomalinoides dividens
Porosononion granosum Trochammina kibleri (Holy Cross Mountains area) (rejon Gór Œwiêtokrzyskich) górny Upper dolny Lower górny Upper górny Upper dln. Low.
Tab. 1. Proponowany nowy podzia³ utworów mioceñskich wschodniej, polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego, wg Dziadzio & Olszewska (2000) — zmodyfikowane Table 1. Proposition of a new subdivision of Miocene deposits in the Eastern, Polish part of Carpathian Foredeep, after Dziadzio & Olszewska (2000) – modified
spadku wzglêdnego poziomu morza (WPM), druga obej-muje stropowe czêœci warstw baranowskich, anhydryty deponowane w warunkach stopniowego wzrostu WPM i warstwy grabowieckie, które ku po³udniowi i po³udniowe-mu-zachodowi przechodz¹ w dobrze definiowany agrada-cyjny do progradacyjnego system depozycji sto¿kowej. Trzecia sekwencja obejmuje utwory sarmatu.
Warstwy baranowskie powstawa³y w œrodowiskach szelfowych i przybrze¿nych. Tego typu warunki panowa³y na ca³ym obszarze wschodniej czêœci, z tym ¿e w obszarze bardziej po³udniowym i w rejonie dzisiejszego brzegu Kar-pat warunki odpowiada³y zdecydowanie tym panuj¹cym w strefie szelfu zewnêtrznego. Taki uk³ad facji wskazuje, ¿e g³êbsza czêœæ zbiornika znajdowa³a siê w³aœnie tam. Rów-nie¿ rozk³ad facji w obrêbie utworów anhydrytowych wskazuje, ¿e na po³udniu osadza³y siê one w g³êbszych warunkach basenowych.
Warstwy grabowieckie wy¿szej czêœci badenu górnego z osiowej, wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (np. na pó³nocny-wschód od zrêbu Ryszkowej Woli) powstawa³y w strefie rozleg³ego szelfu zewnêtrznego w warunkach maksymalnej g³êbokoœci basenu sedymenta-cyjnego. Maj¹ one doœæ sta³¹ mi¹¿szoœæ, która wynosi od kilku do kilkudziesiêciu metrów (z wyj¹tkiem strefy Rowu Wielkich Oczu), i wzrasta w czêœci po³udniowej i po³udniowo-zachodniej basenu — w kierunku brzegu Kar-pat. Tam te¿ osi¹ga ona nawet kilkaset metrów. Szczegól-nie dobrze jest to widoczne na regionalnym przekroju na linii Aleksandrów–Husów (ryc. 2). W tej czêœci przepro-wadzona analiza sedymentologiczna (Maksym i in., 1997; Dziadzio i in., 1997) wykaza³a, ¿e profil utworów górnoba-deñskich ma charakter osadów powsta³ych w systemie sto-¿ków podmorskich. Rozpoznano tam trzy odrêbne sto¿ki (od wschodu s¹ to: sto¿ek R¹czyny, Husowa i Malawy)
0,00 0,50 1,00 1,50 R-3R-7 R-4 Dêbno-3 Wola Ró¿aniecka-10 Tarnogród-2 K-11 Kañczuga-10 III-III' IV-IV' SW NE 0 5 10km
Ryc. 2. Regionalny przekrój sejsmiczny z interpretacj¹ wybranych granic sejsmicznych na linii Aleksandrów–Husów. Lokalizacja pokazana na ryc. 1
Fig. 2. Interpreted regional seismic section along line Aleksandrów–Husów. For location see fig. 1 III-III'
IV-IV'
SW NE
Or³y-2 Walawa-1 Stubienko-2
Chotyniec-4
Chotyniec-3 Kobylnica Ruska-3 Lubaczów-6 Basznia-1
Nienowice-1 0,00 0,50 1,00 1,50 2,00 0 5 10km
Ryc. 3. Regionalny przekrój sejsmiczny z interpretacj¹ wybranych granic sejsmicznych na linii Tymce–Przemyœl. Lokalizacja poka-zana na ryc. 1
niezale¿nie zasilane i wzajemnie zazêbiaj¹ce siê. Z analizy krzywych karota¿owych uzupe³nionych informacj¹ litolo-giczno-facjaln¹ wynika, ¿e nadbudowa sto¿ków mia³a cha-rakter progradacyjny, czyli w najwy¿szej czêœci profilu utworów badenu górnego le¿¹ najbardziej proksymalne strefy facjalne. Ku pó³nocy i pó³nocnemu-wschodowi bar-dzo szybko przechodz¹ w facje basenowe (szelfu zew-nêtrznego) wraz z gwa³town¹ redukcj¹ mi¹¿szoœci. S¹ to utwory o charakterze skondensowanym z masowym wystêpowaniem otwornic planktonicznych i pteropodów, które tworz¹ szereg dystalnych dolnych wyklinowañ (dow-nlap) wzglêdem powierzchni maksimum zalewu wyzna-czonym w stropowych czêœciach osadów chemicznych (Dziadzio, 1999, 2000) — niestety w obrazie sejsmicznym bardzo s³abo widocznych (por. Krzywiec, 1997). Tam rów-nie¿ w ich stropowych czêœciach, w obrêbie drobnoziarni-stych turbidytów, pojawiaj¹ siê utwory piaskowcowe powsta³e z depozycji wysokogêstoœciowych pr¹dów
zawiesinowych. Te grube, kilkumetrowej mi¹¿szoœci war-stwy piaskowcowe mo¿na œledziæ a¿ po rejon Przemyœla. Takie pionowe (progradacyjne) nastêpstwo facjalne w obu opisanych strefach wskazuje na wzglêdne sp³ycanie siê zbiornika na terenie ca³ej wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego pod koniec badenu górnego. W czêœci pó³nocno-wschodniej warstwy te s¹ interpretowane jako deponowane w ci¹gu systemowym wysokiego stanu WPM (Dziadzio, 1999, 2000), czyli póŸnej fazie podnoszenia WPM, gdy stosunek wzglêdnego podnoszenia zaczyna siê zmniejszaæ (Van Wagoner i in., 1990). Wtedy dochodzi do spychania linii brzegowej w kierunku basenu, co dobrze odzwierciedlaj¹ profile utworów górnobadeñskich z rejonu przykarpackiego i jego centralnej czêœci.
Rozpoznane w strefie pó³nocno-wschodniej zapadliska przedkarpackiego na granicy badenu i sarmatu (granica Mb na ryc. 2–6) warstwy ze strukturami korzeniowymi (Dzia-dzio, 1999, 2000) dowodz¹, ¿e po osadzeniu siê utworów
Kury³ówka-1 Rudka-4 Zapa³ów-1 Miêkisz Nowy-3
0,00 0,50 1,00 1,50 II-II' I-I' SE NW 0 5 10km 0 5 10km 0,00 0,50 1,00 1,50 Jagie³³a-4 Jagie³³a-3
Ujezna-2 Jaros³aw-2 R-5 Radymno-3 Radymno-11
SE
NW I-I' II-II'
Ryc. 4. Regionalny przekrój sejsmiczny z interpretacj¹ wybranych granic sejsmicznych na linii Bystre–Wielkie Oczy. Lokalizacja pokazana na ryc. 1
Fig. 4. Interpreted regional seismic section along line Bystre–Wielkie Oczy. For location see fig.1
Ryc. 5. Regionalny przekrój sejsmiczny z interpretacj¹ wybranych granic sejsmicznych na linii ¯o³ynia–Torki. Lokalizacja pokazana na ryc. 1
pelagicznych, a przed depozycj¹ utworów sarmatu, w tej czêœci dosz³o do wynurzenia. Strop utworów badenu gór-nego stanowi zatem niezgodnoœæ erozyjn¹ bêd¹c¹ zarazem granic¹ sekwencji 1-typu (por. Posamentier i in., 1988). W czêœci NW, NE i E ma charakter niezgodnoœci k¹towej (ryc. 4), a w czêœci SW i SE korelatywnej zgodnoœci (ryc. 2, 3, 5).
Utwory sarmatu bardzo zró¿nicowane facjalnie, zosta³y podzielone na 3 ró¿ne kompleksy osadowe: I — równi basenowej, w przykarpackiej czêœci przechodz¹ce w sto¿ki podmorskie (Maksym i in., 1997; Dziadzio i in., 1997), II — deltowy, w przykarpackiej czêœci równie¿ sto-¿ków deltowych, i III — osadów p³ytkiego morza i zatok (Dziadzio, 1999, 2000). Kompleksy te, ró¿ni¹ce siê wykszta³ceniem litologicznym oraz architektur¹ depozy-cyjn¹ (ryc. 6) — powstawa³y w warunkach zmian WPM, a ich nastêpstwo wskazuje na sp³ycanie siê basenu sedymen-tacyjnego w sarmacie. W profilu tych utworów mo¿na te¿ wyró¿niæ cztery sekwencje depozycyjne 4-rzêdu (Dzia-dzio, 1999, 2000) i prawdopodobnie jeszcze ni¿szego rzê-du. Nie wszystkie jednak mo¿na rozpoznaæ na profilach sejsmicznych ze wzglêdu na brak wyraŸnych wzajemnych wewnêtrznych uk³adów refleksów. Refleksy, które mo¿na interpretowaæ w zapisie sejsmicznym, odpowiadaæ mog¹ ró¿nym granicom w obrêbie sekwencji depozycyjnych ni¿-szego rzêdu.
Granica Mb jest granic¹ sekwencji i granic¹ miêdzy utworami badenu i sarmatu. Granica M3 jest granic¹ inter-pretowan¹ jako powierzchnia zalewu morskiego w obrêbie kompleksu I i najstarszej sarmackiej sekwencji depozycyj-nej 4-rzêdu. Ku SW najprawdopodobniej granica ta pokry-wa siê z granic¹ sekwencji, która ma charakter granicy II-typu (ryc. 2, 3). Granica M2 jest granic¹ o znaczeniu chronostratygraficznym i najprawdopodobniej odpowiada wewn¹trzsarmackiej granicy miêdzy zonami otwornico-wymi Anomalinoides dividens i Varidentella reussi, która przebiega w obrêbie stropowych czêœci drugiej sarmackiej sekwencji depozycyjnej tu¿ nad maksimum zalewu, w póŸ-nej fazie wysokiego stanu WPM.
Granica M1 odpowiada powierzchni transgresji w 3 œródsarmackiej sekwencji. Ku po³udniowi ma ona
charak-ter granicy sekwencji (ryc. 2, 5). Najp³ytsza granica w obrêbie sarmatu to granica M0. Przebiega ona prawdopo-dobnie po powierzchni transgresji w obrêbie 4. sarmackiej sekwencji. Wi¹¿e siê ona równie¿ z granic¹ stratygraficzn¹ miêdzy kolejnymi m³odszymi zonami otwornicowymi Varidentella reussi i Porosononion granosum, czyli wyznacza granicê miêdzy piêtrami wo³ynem i besarabem. Jest to równie¿ granica miêdzy kompleksami II i III wyró¿-nionymi przez Dziadzia (1999, 2000).
W czêœci NW w rejonie Tarnogrodu i Aleksandrowa (ryc. 2) widaæ z uk³adu refleksów, ¿e musz¹ tam wystêpo-waæ znacznie m³odsze utwory reprezentuj¹ce ju¿ byæ mo¿e osady chersonu, podobnie jak to zosta³o stwierdzone w rejonie Niska (Czepiec, 1996).
Architektura depozycyjna
Na podstawie regionalnego rozpoznania geologiczne-go uwzglêdniaj¹cegeologiczne-go dane pochodz¹ce z otworów wiertni-czych i materia³ów sejsmicznych z obszaru ca³ej wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego nie mo¿na zbyt wiele powiedzieæ o rozwoju utworów dolnobade-ñskich, poza tym, ¿e maj¹ podobn¹ mi¹¿szoœæ a¿ po rejon Tarnowa (wzd³u¿ brzegu Karpat) i podobne wykszta³cenie facjalne. WyraŸne jednak sp³ycanie œrodowiska sedymen-tacji obserwuje siê w czêœci pó³nocno-wschodniej, gdzie widaæ lateralne przechodzenie facji od utworów szelfu zewnêtrznego (rejon Ryszkowej Woli) po skrajnie p³ytko-wodne utwory powstaj¹ce w strefie wysokoenergetycznej platformy klastyczno-wêglanowej (rejon Biszczy, Woli Ró¿anieckiej — Dziadzio, 1999, 2000). Tego typu rozk³ad facji by³ determinowany g³êbokoœci¹ basenu sedymenta-cyjnego — doœæ sta³¹ w ca³ej, wschodniej czêœci zapadli-ska przedkarpackiego, przy czym w strefie dzisiejszego pó³nocnego brzegu basenu ulegaj¹c¹ doœæ szybkiemu zmniejszaniu. Podobna sytuacja ma miejsce w obrêbie utworów siarczanowych (Peryt, 2006, z literatur¹).
Te dwie sukcesje osadowe tworz¹ doœæ jednolit¹ pokry-wê osadow¹ o sta³ej na ogó³ mi¹¿szoœci (wy³¹czaj¹c strefy znacznie obni¿one, np. rów Wielkich Oczu).
-2400,00 -2200,00 -2000,00 -1800,00 -1600,00 -1400,00 -1200,00 -1000,00 -800,00 -600,00 -400,00 -200,00 0,00 200,00
Sarzyna-14 Kury³ówka-13 Rudka-8 Dobra-4
Ryszkowa Wola-1 Ryszkowa Wola-7 Wola Zaleska-1 Za³azie-2 Piskorowice-2 (9) (9) (10) (10) (8) (8) (7) (7) (6) (6) (5) (4) (3) (1) (2) strop anhydrytu top of anhydrite strop utworów badenu górnego top of the Upper Badenian deposits
Krzywe geofizyki otworowej: Geophysical logs: (3) PG GR PNG NEUTRON PO RESISTIVITY KOMPLEKS II COMPLEX II KOMPLEKS III COMPLEX III KOMPLEKS I COMPLEX I
g³ówne linie korelacyjne main correlational lines
maksimum zalewu MFS niski stan WPM LST ? 3 4 5 6 SB-1 (Mb) SB-2 (M3) (Ma) (M2) (M1) (M0) SB-3 SB-4 SB-5 granice sekwencji (SB) sequence boundary Anomalinoides dividens V aridentella reussi Porosononion granosum PLEJSTOCEN I HOLOCEN PLEISTOCENE & HOLOCENE BADEN GÓRNY UPPER BADENIAN SARMA T SARMA TIAN
utwory równi basenowej basin plain deposits wype³nione koryta deltowe deltaic channel fill deposits utwory czo³a delty delta front deposits
utwory dystalnego czo³a delty i prodelty d
distal elta front and prodelta deposits utwory szelfu
shelf deposits
utwory p³ytkiego morza i zatok
shalow water andbay fill deposits SARMA
T SARMA TIAN BADEN BADENIAN A' NW SE A (m n.p.m.) (m a.s.l.)
Ryc. 6. Interpretacja sekwencji depozycyjnych we wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego w oparciu o krzywe geofizyki otwo-rowej wg Dziadzio (2000) — zmodyfikowane. Lokalizacja pokazana na ryc. 1
Fig. 6. Interpretation of depositional sequences in eastern part of the Carpathians Foredeep, based on well logs, after Dziadzio (2000) — modified. For location see fig. 1
Znaczne ró¿nice w przestrzennej architekturze depozy-cyjnej wystêpuj¹ w obrêbie utworów górnobadeñskich. Na linii przecinaj¹cej prostopadle zapadlisko przedkarpackie (ryc. 2) na profilach sejsmicznych obserwuje siê wyraŸne wyklinowywanie siê coraz m³odszych warstw tego piêtra do utworów pod³o¿a i anhydrytów, gdzie tworz¹ wyklino-wania typu zstêpuj¹cego. Pomimo dzisiejszego prawie poziomego przebiegu granicy baden/sarmat (Mb), wyra-Ÿnie widaæ klinow¹ formê, która w ni¿szej czêœci profilu wyrównuje deniwelacje pod³o¿a. Proces ten by³ zapewne
powodowany zjawiskiem subsydencji tektonicznej (
flek-suralnej — Oszczypko, 1999),kompensowanej
wype³nia-niem powsta³ej przestrzeni akomodacyjnej masow¹
depozycj¹ osadu w obrêbie œrodowiska sto¿ków podmor-skich. Ku pó³nocy utwory te bardzo szybko przechodz¹ w s³abo zró¿nicowane facjalnie utwory deponowane prawdo-podobnie w warunkach równi basenowej (por. Dziadzio, 1999, 2000), które w kierunku pó³nocno-wschodnim prze-chodz¹ w coraz bardziej p³ytkowodne utwory, jednak ci¹gle o niewielkiej mi¹¿szoœci (z wyj¹tkiem tych depono-wanych w rowie Wielkich Oczu). W czêœci bardziej zachodniej, w rejonie Kraków–Brzesko, Porêbski (1999)
zinterpretowa³ w profiluwarstw chodenickich i
grabowiec-kich deltowo-szelfowy klinoform rozwiniêty wzd³u¿ po³udniowej przykarpackiej granicy zapadliska, co sugeru-je podobny charakter rozwoju basenu, przy sugeru-jego ró¿nicach batymetrycznych.
Utwory sarmatu w ujêciu regionalnym maj¹ z³o¿on¹ architekturê. Kolejne jednak wyznaczone w ich obrêbie gra-nice posiadaj¹ prawie równoleg³y do siebie uk³ad i ku pó³nocy tworz¹ do utworów badenu górnego szereg dolnych wyklinowañ. Stopniowemu dochodzeniu ulêgaj¹ coraz m³odsze utwory sarmatu, które w ujêciu regionalnym maj¹ prawie subhoryzontalne zaleganie, z wyj¹tkiem strefy Wiel-kich Oczu (ryc. 3). Jedynie w strefie przykarpackiej w wy¿-szej czêœci utworów sarmackich miêdzy granicami M1 i M0 widaæ wyraŸne zró¿nicowanie w uk³adzie i dochodzeniu refleksów sejsmicznych.
Uk³ad ten przypomina klinoformê o wyraŸnej progra-dacji ku NE, sygnalizowan¹ wczeœniej przez Pietsch i in. (2005), która jest rozwiniêta w obrêbie górnej czêœci zony Velapertina reussi.
Tabularny uk³ad refleksów w obrêbie utworów sarmac-kich, lokalnie w czêœci NE ulega doœæ gwa³townemu
zapa-daniu, co sugeruje pojawienie siê przestrzeni
akomdacyjnej w tej czêœci basenu i wype³nieniu jej przez utwory najm³odsze, prawdopodobnie chersonu.
Lateralne, wewnêtrzne zró¿nicowanie facjalne miêdzy pozosta³ymi granicami sejsmicznymi, które reprezentuj¹ ró¿ne ci¹gi depozycyjne nie jest jednak tak dobrze widocz-ne jak wspomniawidocz-ne wy¿ej. Nie obserwuje siê ró¿nic w architekturze jak te¿ ró¿nic w zapisie sejsmicznym suge-ruj¹cym oboczne zmiany litologicznie, jakie dokumentuj¹ np. dane karota¿owe. Trudno jest zatem znaleŸæ strefê zazêbieñ facjalnych np. miêdzy stropow¹ czêœci¹ deltowej klinformy przykraêdziowej i delty rozwijaj¹cej siê w osio-wej czêœci basenu (por. Dziadzio, 1999, 2000). Jedynie na NW mo¿na zaobserwowaæ bardzo niskok¹towe dochodze-nie kolejnych warstw sugeruj¹cych osiow¹ progradacjê deltow¹ ku SE (ryc. 4).
Rozwój geotektoniczny
We wczesnym badenie rozpocz¹³ siê rozwój wschod-niej czêœci basenu przedkarpackiego. Niewielkiej mi¹¿szo-œci utwory zarówno dolnego badenu, jak i ni¿szej czêmi¹¿szo-œci badenu górnego z osadami chemicznymi wskazuj¹ z jednej strony na pocz¹tkowa fazê rozwoju basenu na etapie nie-wype³nionego basenu, gdzie przestrzeñ akomodacyjna znacznie przewy¿sza iloœæ dostarczanego materia³u, z dru-giej zaœ — na bardzo woln¹ sedymentacjê i znaczne zmia-ny w basenie (np. por Oszczypko & Œl¹czka, 1989) wywo³ane albo zmianami klimatycznymi, albo tektonicz-nymi, które spowodowa³y odciêcie zbiornika od Wschod-niej Paratetydy.
Zmiany te, jak i kolejne w rozwoju zapadliska przed-karpackiego nale¿y interpretowaæ w kontekœcie po³o¿enia i etapów ewolucji Karpat. To w³aœnie proces skracania kar-packiej pryzmy akrecyjnej wp³ywa³ na etapy rozwoju zapadliska. W zachodniej czêœci trwa³a ju¿ sedymentacja od wczesnego miocenu (Oszczypko, 1997, wraz z litera-tur¹) i utworzy³ siê tam doœæ mi¹¿szy kompleks utworów dolnomiocenskich, natomiast brak jest dowodów na wcze-œniejszy ni¿ badeñski rozwój czêœci wschodniej. Opisywa-ne trzeciorzêdowe utwory starsze maj¹ albo l¹dowy (Po³towicz, 1994; Moryc, 1995; Dziadzio, 1999, 2000) albo skrajnie p³ytkowodny — mo¿liwe, ¿e nawet s³odko-wodny charakter. Nie maj¹ one jednak zwi¹zku z badeñsk¹ transgresj¹, która wi¹¿¹ siê z nasileniem procesów kom-presyjnych w Karpatach, które na swoim przedpolu two-rzy³y najpierw wolno obni¿aj¹cy siê basen (w okresie ok. 3,5 Ma we wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego powsta³y warstwy posiadaj¹ce zaledwie kilka do kilku-dziesiêciu metrów, i które prawie równomiernie go pokry-wa³y), co dobrze oddaje warunki panuj¹ce we wczesnej fazie rozwoju basenów przedgórskich znajduj¹cych siê w tzw. fazie niewype³nionego basenu (Allen i in., 1986; Allen & Allen, 1990; Sinclair, 1997), a nastêpnie mniej wiêcej w takim samym okresie podlega³ on znacznie, nawet kilku-dziesiêciokrotnie, szybszemu rozwojowi. Wtedy dosz³o do ca³kowitego sfa³dowania i nasuniêcia siê Karpat na swoje przedpole oraz wype³nienia ca³ej przestrzeni akomodacyj-nej powsta³ej na przedpolu orogenu, co mia³o miejsce w tzw. fazie molasowej (por. np. Allen i in., 1986; Allen & Allen, 1990; Sinclair, 1997).
W wy¿szej czêœci póŸnego badenu rozpoczê³a siê faza molasowa spowodowana nasileniem subsydencji tekto-nicznej. W strefie po³udniowej (przykarpackiej) powsta³a znacz¹cej wielkoœci przestrzeñ akomodacyjna by³a szybko zape³niana utworami dostarczanymi z wypiêtrzanego oro-genu, formuj¹c na jego przedpolu system depozycji sto-¿ków podmorskich, który w kierunku pó³nocnym i pó³nocno-wschodnim przechodzi³ w niewielkiej mi¹¿szo-œci facje basenowe (szelfu zewnêtrznego) o charakterze poziomów kondensacyjnych (por. ryc. 2). W œrodkowej czêœci prezentowanego obszaru brak by³o jeszcze wynie-sienia Ryszkowej Woli i przyleg³ych wyniesionych stref, gdy¿ mamy podobne utwory i podobn¹ ich mi¹¿szoœæ tak na zrêbie, jak i w obecnie obni¿onych strefach. Taka sytu-acja zapewne istnia³a do koñca póŸnego badenu, a nie jak przyjmowano wczeœniej (np. Karnkowski, 1974; Dziadzio & Jachowicz, 1996; Krzywiec, 1999) ¿e powstawanie zrê-bu rozpoczê³o siê po osadzeniu ewaporatów. Jedyna aktywna strefa przy pó³nocnej, pó³nocno-wschodniej
kra-wêdzi basenu w tym czasie to strefa Rowu Wielkich Oczu, której rozwój wi¹zany jest z reaktywacj¹ istniej¹cych star-szych uskoków na przed³u¿eniu bruzdy œródpolskiej i eks-tensj¹ ugiêciow¹ zwi¹zanych z pogr¹¿aniem p³yty przedpola pod Karpaty (Karnkowski, 1974; Krzywiec, 1999). Tam te¿ zaobserwowano istnienie uskoku odwróco-nego (ryc. 4), którego aktywnoœæ mo¿na okreœliæ na póŸny baden, co wskazuje na skomplikowany rozk³ad naprê¿eñ w tej strefie i byæ mo¿e przyczynê tego typu zjawisk, w tym równie¿ genezê zrêbu Ryszkowej Woli, nale¿y poddaæ weryfikacji (por dyskusjê; Dziadzio & Jachowicz, 1996 i Krzywiec, 1999). Mi¹¿sze utwory badenu górnego i sar-matu tam znajduj¹ce siê stanowi¹ obszar ci¹g³ej sedymen-tacji i z analizy materia³ów sejsmicznych wydaje siê, ¿e w³aœnie tam powinien wystêpowaæ ich ci¹g³y profil straty-graficzny.
W czasie sarmatu wype³nianie wschodniej czêœci base-nu przedkarpackiego by³o powodowane g³ównie subsy-dencj¹ tektoniczn¹ powodowan¹ nasuwaj¹cymi siê stale ku pó³nocy Karpatami. Od pocz¹tku sarmatu proces nasuwa-nia siê Karpat na swoje przedpole uleg³ znacznemu
przy-spieszeniu. Zak³ada siê, ¿e w tym czasie czo³o
nasuwaj¹cych siê Karpat znajdowa³o siê ok. 3–4 km od dzisiejszej pozycji, co znacznie zmniejszy³o przestrzeñ akomodacyjn¹, ograniczaj¹c j¹ do prawie dzisiejszego obszaru zajmowanego przez utwory mioceñskie. Charakter nasuwania równie¿ uleg³ zmianie ze zdominowanego sk³adow¹ poziom¹ (w badenie) na zdominowany sk³adow¹ pionow¹. Mog³o to powodowaæ sytuacjê w której iloœæ deponowanego materia³u znacznie przekracza³a przestrzeñ akomodacyjn¹, albo oba te czynniki by³y w równowadze (por. Dziadzio, 1999). Ich zmiana powodowa³a pojawianie siê w obrêbie sukcesji sarmackiej okresów wzrostu prze-strzeni akomodacyjnej determinuj¹cej rozwój klinoform. Nietypow¹ sytuacj¹ wynikaj¹c¹ z interpretacji danych sej-smicznych jest wystêpowanie w czêœci pó³nocno-zachod-niej prezentowanego obszaru (ryc. 2) znacznej mi¹¿szoœci najm³odszych utworów, byæ mo¿e najwy¿szego besarabu i chersonu, wype³niaj¹cych lokalne obni¿enie.
Analizuj¹c materia³ sejsmiczny, a szczególnie profil biegn¹cy od Aleksandrowa po Husów (ryc. 2) widaæ, ¿e centralna czeœæ basenu w rejonie zrêbu Ryszkowej Woli musia³a ulegaæ w tym czasie systematycznemu podnosze-niu, co skutkowa³o pojawieniem siê pod koniec sarmatu i na pocz¹tku panonu lokalnych stref o zwiêkszonej subsy-dencji, prawdopodobnie zarówno w strefie po³udniowej jak i pó³nocnej, wype³nianych najm³odszymi utworami. Sugeruje to obecnoœæ w pó³nocnej czêœci zapadliska przed-karpackiego obecnoœæ aktywnej strefy tektonicznej, dobrze widocznej na danych sejsmicznych w rejonie Alek-sandrowa i Baszni (ryc. 2, 3). Sugeruje to brak tam strefy przejœciowej miêdzy osadami p³ytkiego litora³u Roztocza, a utworami wype³niaj¹cymi zapadlisko przedkarpackie. Ró¿nice te niew¹tpliwie dotycz¹ m³odszych od dolnobade-ñskich warstw baranowskich, które zarówno na pó³noc-nym brzegu zapadliska, jak na Roztoczu maj¹ miejscami podobne wykszta³cenie (por. Moryc, 1961; Ney 1969; Roniewicz & Wysocka, 1997). Ostateczny, dzisiejszy
obraz zapadliska przedkarpackiego ukszta³towa³a pomio-ceñska erozja i okres zlodowaceñ.
Wnioski
Wype³nianie wschodniej czêœci zapadliska przedkar-packiego — podobnie jak w wiêkszoœci zapadlisk przed-górskich — odbywa³o siê w dwóch fazach; fliszowej — trwaj¹cej od wczesnego badenu po ni¿sz¹ czêœæ póŸnego badenu (moraw–wielicz) i fazie molasowej trwaj¹cej od wy¿szej czêœci póŸnego badenu po panon (kosow–meot)*. Szereg nowych wyników badañ biostratygraficznych sko-relowanych z zonami nanoplanktonowymi Gradsteina i in.
(2004), pozwoli³o na odm³odzenie utworów
wype³niaj¹cych zapadlisko przedkarpackie oraz wyzna-czenie w wy¿szej czêœci profilu utworów zapadliska osa-dów sarmatu górnego i panonu. Na podstawie interpretacji profili sejsmicznych najm³odsze utwory wystêpuj¹ w pó³nocno-zachodniej czêœci basenu w rejonie Tarnogrodu i Aleksandrowa, i zapewne s¹ podobne wiekowo do tych rozpoznanych w rejonie Gór Œwiêtokrzyskich.
Wystêpuj¹ce w profilu utworów mioceñskich sekwen-cje depozycyjne s¹ sekwencjami 3-rzêdu. Pierwsza obej-muje warstwy baranowskie deponowane w warunkach stopniowego wzrostu, a nastêpnie bardzo szybkiego spad-ku wzglêdnego poziomu morza. Druga obejmuje stropowe czêœci warstw baranowskich, anhydryty i warstwy grabo-wieckie deponowane w warunkach stopniowego wzrostu WPM. Trzecia sekwencja obejmuje pe³en profil utworów sarmatu i sk³ada siê z co najmniej czterech sekwencji ni¿-szego rzêdu, wczeœniej opisanych przez Dziadzio (1999, 2000). W obrêbie sukcesji sarmackiej na profilach sej-smicznych wystêpuje szereg refleksów sejsej-smicznych (gra-nic), które mo¿na œledziæ na znacznym obszarze (ryc. 2–5), a którym w ujêciu stratygrafii sekwencji mo¿na przypisaæ odpowiednie znaczenie stratygraficzne (ryc. 6). I tak grani-ca Mb wyznacza strop utworów badeñskich i sp¹g trzeciej mioceñskiej sekwencji depozycyjnej. Granica M3 jest interpretowana jako powierzchnia zalewu morskiego w obrêbie najstarszej sarmackiej sekwencji depozycyjnej 4-rzêdu. Granica M2 jest granic¹ chronostratygraficzn¹ miêdzy zonami otwornicowymi Anomalinoides dividens i Varidentella reussi, która przebiega w obrêbie stropowych czêœci drugiej sarmackiej sekwencji depozycyjnej tu¿ nad maksimum zalewu, w póŸnej fazie wysokiego stanu WPM. Granica M1 odpowiada powierzchni transgresji w 3. œródsarmackiej sekwencji. Granica M0 przebiega po powierzchni transgresji w obrêbie 4. sarmackiej sekwencji i wi¹¿e siê z granic¹ stratygraficzn¹ miêdzy zonami otworni-cowymi Velapertina reussi i Porosononion granosum, czyli wyznacza granicê miêdzy piêtrami wo³yn i besarab.
Literatura
ALEXANDROWICZ S.W. 1971 — Regional stratigraphy of the Mio-cene in the Polish part of the Fore-Carpathian Trough. Acta Geol. Acad. Sc. Hung., 15: 49–61.
ALEXANDROWICZ S.W., GARLICKI A. & RUTKOWSKI J. 1982 — Podstawowe jednostki litostratygraficzne miocenu zapadliska przed-karpackiego. Kwartalnik Geologiczny, 26: 470–471.
ALLEN P. A. & ALLEN J. R. 1990 — Basin analysis: Principles and products. Oxford, United Kingdom, Blackwell Scientific Press. ALLEN P.A., HOMEWOOD P. & WILLIAMS G.D. 1986 — Foreland basins: an introduction. [In:] Allen P.A. & Homewood P. (eds.), *W nawiasach podano piêtra wyznaczone dla Wschodniej
Foreland Basins. Inter. Association of Sedimentologists, Spec. Publ., 8: 3–12.
CZAPOWSKI G. 2004 — Wschodnia czêœæ Zapadliska. [In:] Budowa geologiczna Polski, t. I, czêœæ 3a, 233–239.
CZEPIEC I. 1996 — Biostratygrafia i warunki depozycji osadów pó³nocnej strefy brze¿nej sarmatu Polski. Zesz. Nauk. AGH, Geol., 22: 309–338.
DZIADZIO P. 1999 — Sedymentologia utworów miocenu wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego miêdzy Le¿ajskiem a Lubaczo-wem. Biblioteka Pañstw. Inst. Geol.
DZIADZIO P. 2000 — Sekwencje depozycyjne w utworach badenu i sarmatu w SE czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 48: 1124–1138.
DZIADZIO P. & JACHOWICZ M. 1996 — Budowa pod³o¿a utworów mioceñskich na SW od wyniesienia Lubaczowa. Prz. Geol., 44: 1124–1130.
DZIADZIO P., LISZKA B., MAKSYM A. & STARYSZAK G. 1997 — Œrodowisko sedymentacji utworów miocenu autochtonicznego w brze¿nej strefie Karpat, a interpretacja geologiczno-z³o¿owa w obsza-rze Husów-Albigowa-Krasne. Nafta-Gaz, 9: 407–414.
DZIADZIO P. & OLSZEWSKA B. 2000 — Analiza biostratygraficzna utworów miocenu E czêœci zapadliska przedkarpackiego. Arch. PGNiG S.A. Warszawa.
GARECKA M. & JUGOWIEC M. 1999 — Wyniki badañ biostratygra-ficznych miocenu zapadliska przedkarpackiego na podstawie nano-planktonu wapiennego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 158: 29–42. G£OWACKI E., JURKIEWICZ H. & KARNKOWSKI P. 1966 — Geologia rejonu Przemyœla w œwietle g³êbokich wierceñ. Kwart. Geol., 10: 211–249.
GRADSTEIN F., OGG J. & SMITH A. 2004 — Geologic Time Scale. Cambridge University Press.
JASIONOWSKI M, 1997 — Zarys litostratygrafii osadów mioceñskich wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Biul. Inst. Geol., 375: 43–60.
JURKIEWICZ H. & KARNKOWSKI P. 1961— Poziom spirialisowy w tortonie Przedgórza Karpat. Prz. Geol., 9: 24–27.
KARNKOWSKI P. 1969 — Formowanie siê z³ó¿ ropy naftowej i gazu ziemnego na tle geologii przedgórza Karpat Polskich. Wyd. Geol. KARNKOWSKI P. 1974 — Zapadlisko przedkarpackie. Czêœæ wschodnia (na wschód od Krakowa). [In:] Budowa geologiczna Polski, t. IV, czêœæ 1, 402–416.
KARNKOWSKI P. 1989 — Utwory deltowe Przedgórza Karpat. Prz. Geol., 37: 28–32.
KRZYWIEC P. 1997 — Large-scale tectono-sedimentary middle Miocene history of the central and eastern Polish Carpathian Foredeep basin — Results of seismic data interpretation. Prz. Geol., 45: 1039–1053.
KRZYWIEC P. 1999 — Mioceñska ewolucja tektoniczna wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (Przemyœl–Lubaczów) w œwietle interpretacji danych sejsmicznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 249–275.
£UCZKOWSKA E. 1958 — Mikrofauna mioceñska przedgórza karpackiego. Kwart. Geol., 2: 105–125.
£UCZKOWSKA E. 1964 — Stratygrafia mikropaleontologiczna miocenu w rejonie Tarnobrzeg– Chmielnik. Pr. Geol. Kom.Nauk PAN Oddz. w Krakowie, 20: 1–52.
MAKSYM A., LISZKA B., STARYSZAK G. & DZIADZIO P. 1997 — Œrodowisko sedymentacji utworów miocenu autochtonicznego w brze¿nej czêœci Karpat, a interpretacja geologiczno-z³o¿owa w obszarze Husów–Albigowa–Krasne. Arch. PGNiG S.A., Jas³o. MORYC W. 1961 — Budowa geologiczna rejonu Lubaczowa. Rocz. Pol. Tow. Geol., 31: 47–76.
MORYC W. 1995 — L¹dowe utwory paleogenu na obszarze przedgó-rza Karpat. Nafta-Gaz, 51: 181–195.
NEY R. 1969 — Miocen po³udniowego Roztocza miêdzy Horyñcem a £ówcz¹ i przyleg³ego obszaru zapadliska przedkarpackiego. Pr. Geol. PAN, 60: 7–79.
NEY R., BURZEWSKI W., BACHLEDA T., GÓRECKI W.,
JAKÓBCZAK K. & S£UPCZYÑSKI K. 1974 — Zarys paleogeografii i rozwoju litologiczno-facjalnego utworów miocenu zapadliska przed-karpackiego. Pr. Geol. PAN Kraków, 82: 7–50.
OLSZEWSKA B. 1999 — Biostratygrafia neogenu zapadliska przed-karpackiego w œwietle nowych danych mikropaleontologicznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 8–28.
OSZCZYPKO N. 1997 — The Early through Middle Miocene dyna-mics of the Polish Carpathian Foredeep. Prz. Geol., 45: 1094–1095. OSZCZYPKO N. 1999 — From remnant oceanic basin to collision-re-lated foreland basin — a tentative history of the Outer Western Carpthians. Geol. Carpathica, 50 (special issue): 161–163.
OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 1989 —The evolution of the Mio-cene Basin in the Polish Outer Carpathian and their foreland. Geol. Carpathica, 40: 23–36.
PERYT D. 1999 — Calcareous nannoplankton assemblanges of the Badenian evaporites in the Carpathian Foredeep. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 387: 158–161.
PERYT T. M. 2006 — Sedymentacja ewaporatów badeñskich w zbio-niku przedkarpackim. Prz. Geol., 54: 438–444.
PERYT T. M., PERYT D., SZARAN J., HA£AS S. & JASIONOWSKI M. 1998 — O poziomie anhydrytowym w otworze wiertniczym Rysz-kowa Wola-7 k. Jaros³awia (SE Polska). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 379: 61–77.
PIETSCH K., BYŒ I., FRANKOWICZ E., HODIAK R., JARZYNA J., KOBYLARSKI M., KOWALCZUK J.J., KOTU£A-KAMIERCZUK, MACHOWSKI G., MADEJ K., MAKSYM M., MARZEC P., PAPIERNIK B., PORÊBSKI S.J., SEMYRKA R., SIMON-CZULAK E., TATARATA A., WAWRZYNIAK K. & ZAJ¥C A. 2005 — Odwzo-rowanie zmiennoœci parametrów petrofizycznych w geofizycznym obrazie stref akumulacji wêglowodorów w po³udniowo-wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Projekt badawczy MNiI, Nr 5 t12b 03723. Arch. PGNiG S.A. Warszawa.
PO£TOWICZ S. 1994 — Dolnobadeñskie osady rynnowe i œródbade-ñska erozja podmorska w okolicy Ropczyc (Dêbica–Rzeszów). Nafta-Gaz, 9: 363–372.
PORÊBSKI S. J. 1999 — Œrodowisko depozycyjne sukcesji nadewa-poratowej (górny baden) w rejonie Kraków–Brzesko (zapadlisko przedkarpackie). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 97–118.
POSAMENTIER H. W., JERVEY H.W. & VAIL P.R. 1988 — Eustatic controls on clastic deposition I- conceptual framework. [In:] Wilgus C.K. i in. (eds.). Sea-level changes: an integrated approach. SEPM Spec. Publ., 42: 110–124.
RÖGL F. 1998 — Paratethys Oligocene-Miocene Stratigraphic Corre-lation. [In:] Cicha F. i in. (eds). Oligocene-Miocene foraminifera of the Central Paratethys. Abh. der Senckenbergischen Naturforsch. Gesell-schaft, 549: 3–9.
RONIEWICZ P. & WYSOCKA A. 1997 — Przyk³ady cyklicznoœci sedymentacji w utworach miocenu Roztocza. Prz. Geol., 45: 799–802. SINCLAIR H. D. 1997 — Flysch to molasse transition in peripheral foreland basins: The role of the passive margin versus slab breakoff. Geology, 25: 1123–1126.
WYSOCKA A. 2002 — Clastic Badenian deposits and sedimentary environments of the Roztocze Hills across the Polish-Ukrainian border. Acta Geol. Pol., 52: 535–563.
VAIL P.R., MITCHUM R.M. Jr & THOMPSON S. 1977 — Seismic stratigraphy and global changes of sea level, Part 3: relative changes of sea level from coastal onlap. [In:] Payton Ch. E. (ed.), Seismic stratigraphy — applications to hydrocarbon exploration. AAPG Mem., 26: 63–97.
VAN WAGONER J.C., MITCHUM R.M. , CAMPION K.M. & RAHMANIAN V.D. 1990 — Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and outcrops: concepts for high resolution correlation of time and facies. AAPG. Methods in Exploration Ser., 7: 1–55. Praca wp³ynê³a do redakcji 16.03.2006 r.
