Budowa geologiczna paleozoiku dębnickiego

A N N A L E S D E L A S O C I É T É G É O L O G I Q U E D E P O L O G N E

V o l. L — 2: 183—208 K r a k ó w 1980

(Kazimierz

BUDOWA GEOLOGICZNA PALEOZOIKU DĘBNICKIEGO *

(10 fig.)

Tectonics of the Palaeozoic rocks of the Dębnik region

(10 Figs.)

Treść: Stwierdzono, źe głów nym rysem budow y „paleozoiku dębnickiego” jest tektonika uskokowa. P rzejaw y deform acji oiągłych_ są pośrednio lub bezpośrednio zw iązane z tektoniką u sk o k o w ą ,! intruzyw ną. System y kulisow ych uskoków i fa ł­

dów są w ynikiem prawoskrętnegd ruchu przesuwczego w podłożu platform y.

1. WSTĘP

Mianem „paleozoiku dębnickiego” określam wystąpienia w ęglanow ych skał dewonu i karbonu na powierzchni w rejonie Krzeszowic m iędzy wsiam i Paczółtow ice — na północy, Czatkowice — na południu oraz m ię­

dzy wsiam i Szklary — na wschodzie i Czerna — na zachodzie. W cen­

tralnej części tego obszaru, m iędzy dolinami Eliaszówki i Racławki leży w ieś Dębnik, (fig. 1). Tak określony ,,paleozoik dębnicki” znajduje się w obrębie wypiętrzonej części przedgórza Karpat, a m iędzy Szklarami i Czatkowicami buduje północną krawędź zapadliska przedkarpackiego.

Inwentarz stratygraficzny utw orów paleozoicznych reprezentuje prze­

dział czasowy od żyw etu po namur A. Utw ory dewonu (dolomity, w a­

pienie m argliste o barwach czarnych, ciemnoszarych lub brunatnych) znane są z centralnej części obszaru w rejonie w si Dębnik, Dubie, Sie­

dlec i Żbik. Znaczna większość profilu utw orów dolnego karbonu (tur-

* Od Redakcjii: Praca ukazała się w M ateriałach K onferencji Terenow ej Czat­

kow ice 15— 16 październik 1977: „Problem y tektoniki północno-w schodniego obrze­

żenia G órnośląskiego Zagłębia W ęglow ego”, które były dostępne jed ynie dla w ą s­

kiego kręgu uczestników K onferencji. Śm ierć Autora uniem ożliw iła Mu przygoto­

w an ie artykułu do ogólnodostępnego czasopism a. W tej sytu acji R edakcja przedsta­

w ia pracę w pierw otnej w ersji, jed ynie z drobnym i zm ianam i natury technicznej.

A utor przygotow ał niniejszą pracę w Instytucie G eologii i Surow ców M ineralnych AGH w K rakowie.

F ig. 1. S zk ic tek to n iczn y rejon u d ęb n ick ieg o bez u tw o ró w p erm u, m e z o z o ik u i k en ozoik u . 1 — d ew on , 2 — karb on doln y, 3 — k arb on górny, 4 — m ezo/.oik i k enozoik, 5 — in tru zje m agm ow e, 6 — n orm aln e p o ło ż e n ie w a r stw , 7 — od w ró co n e p o ło żen ie w a rstw , 8 — u sk o k i w iek u w a -

ry scy jsk ieg o , 9 — u sk ok i p o w a r y sc y jsk ie

F ig. 1. T ecton ic sk etch m ap o f th e D ęb n ik area (P erm ian, M esozoic and C ainozoic rocks om itted). 1 — D evon ian ; 2 — L ow er C arb on iferou s; 3 — U pper C arboniferous; 4 — M esozoic and C ainozoic; 5 — m agm atic in tru sio n s; 6 — norm al p o sitio n of strata; 7 — rev erse p osition of strata; 8 —

fa u lts of th e V ariscan age; 9 — p o st-V a risca n fa u lts

nej — w izen górny) reprezentowana jest przez wapienie brunatne lub białe odsłaniające się na obrzeżeniu wychodni dewonu w rejonie wsi Szklary, Paczółtowice, Racławice, Czerna i Czatkowice. Przejście od w i- zenu do namuru A dokonuje się w obrębie kom pleksu iłow cow o-m u- łow cow o-piaszczystego w arstw m alinowickich określanych lokalnie jako w arstw y m iękińskie. Te ostatnie znane są jedynie z południow o-zachod­

niej części obszaru w dolinie potoku Czernka.

Na obecny obraz budow y paleozoiku dębnickiego w yw arło w iększy lub m niejszy w pływ kilka okresów wzmożonej aktyw ności tektonicznej od dewonu poczynając a końęząc na trzeciorzędzie. Deform acje jednak, które zakończyły się u schyłku karbonu, w yw arły decydujące piętno na budowie omawianego obszaru i przez w szystkie późniejsze okresy zachow ały swoją indywidualność tektoniczną ulegając jedynie niezna­

cznym, lokalnym przemodelowaniom. Ta indywidualność tektoniczna obszaru o szczególnym położeniu na tle budowy geologicznej południo­

wej Polski sprawiła, że stał się on przedmiotem zainteresowania bada­

czy w ielu pokoleń. Równocześnie stanowił punkt w yjścia do form uło­

wania, sprzecznych niekiedy, hipotez i poglądów odnośnie do genezy i stosunku do Górnośląskiego Zagłębia W ęglowego (GZW). Szerokiego omówienia poglądów dokonał S. Siedlecki (1954) zestawiając rów no­

cześnie niem al kompletną literaturę przedmiotu. Po roku 1954 w yp o­

wiadał się na ten temat dwukrotnie W. Zajączkowski (1964, 1975). Cały om awiany obszar nie doczekał się jednolitego, publikowanego opracowa­

nia kartograficznego w dostatecznie dużej skali (fig. 1). Doskonałe skąd­

inąd mapy S. Zaręcznego (1894) i S. Doktorowicz-Hrebnickiego (1955) z racji małej skali nie nadają się do rozważań szczegółowych. Mapa F. Rutkowskiego (1928) obejmuje tylko wschodnią część omawianego obszaru, ostatnie zaś publikow anie opracowania W. Zajączkowskiego są tylko szkicami tektonicznym i ilustrującym i poglądy tego autora (1964), bądź w farm ie bardziej szczegółowej traktują o budowie tylko zachodniej części interesującego nas obszaru (1975).

Główne tendencje w dotychczasowych interpretacjach tektonicznych przyjm ow anych dla paleozoiku dębnickiego i północno-wschodniego obrzeżenia Górnośląskiego Zagłębia W ęglowego w ogólności dają się ująć w następujących punktach:

1. Zdecydowanie dom inujący jest pogląd, wypowiadany w m niej lub bardziej skrajnej formie, o fałdowej budowie tego obszaru.

2. W większości przypadków począwszy od S. Zaręcznego (1894) jako główne kierunki strukturalne przyjm owane są NWW—SEE oraz NNE— SSW lub południkow y (fig. 2Г).

3. K ierunek SW— NE przewija się w ielokrotnie w nawiązaniu do tekto­

niki obszaru dębnickiego bądź to pośrednio jako „zagadnienie grzbie­

tu Dębnicko-Siew ierskiego”, bądź też wprowadzony przez J. Jarosza (1926) dla wypiętrzenia Radwanowi cko-Racła wickie g o. Autor ten pi-

— 186 —

Fig. 2. Szkic tektoniczny paleozaiku dębnickiego. a.Z. — anrtyklma Zair, s.P. — syn- klina Paczółtowic; a.R. — antyklina Racław ic; a.D. — antyklina Dębnika; f.C. — fleksuTa Czatkowic ; f.B. — fleksura Czernej; U.K. — uskok K rzeszówki; u.E.W — uskok zachodni Eliaszów ki; u.E.E. — uskok w schodni Eliaszów ki; u.R. — uskok R aclaw ki; u.S. — uskok Szklarki; c.K. — centryklina K ulendy; c.E. — centryklina Eliaszów ki; c.S. — centryklina Szklarki; S.U.Z.P. — strefa uskoków zapadliska

przedkarpackiego

Fig. 2. Tectonic sketch m ap o f th e Palaeozoic of Dębnik. a.Ż. — Żary ant ус Line;

s.P. — Paczółtow ice synoim e; u.E.E —E liaszówka Eastern fault; u.E.W. — Elia- szówka W estern fault; u.R. — R aclaw ka fault; a.R. — R acław ice anticline, u.S. — Szklarka fault, a.D. — D ębnik anticline, с. K. — Ku'lenda centriclm e, f.c. —• Czat­

kow ice flexure, c.E. — EHaszówka cœ ltricline, f.B. — Czerna flexure, c.S. — Szklar­

ki centricline, u.K. — K rzeszów ka fault, S.U.Z.P. — th e zone of the Carpathian foredeep faults

sze wprawdzie w tekście o kierunku tego w ypiętrzenia 118— 120°, ' ale z załączonej mapy wynika, że kierunek ten rów ny jest 145— 150°, czyli NW— SE. Taka też tendencja przyjmowana jest dla całej anty- kliny Dębnika, co w ostatnich latach przyjął również W. Zajączkow­

ski (1964, 1975).

4. Znamienny jest fakt, że o ile fałdowa budowa obszaru paleozoiku dęb­

nickiego była i jest wyraźnie preferowana, to istnienie uskoków było wprawdzie dostrzegane, ale pfzypisyw ano im drugorzędną, m argine­

sową rolę, bądź to podporządkowując tektonice fałdowej bądź też wiążąc ich powstanie z m łodszym i okresami. W aryscyjskiej tektonice uskokowej nie przypisuje się na północno-wschodnim obrzeżeniu GZW większej roli w formowaniu obecnego kształtu jego budowy.

5. N ow ym elem entem wprowadzonym przez W. Zajączkowskiego do roz­

ważań nad budową interesującego nas obszaru jest zwrócenie uw agi na uskoki przesuwcze w dolinie Czernki (1975) oraz sugestia o istot­

nej roli skał intruzyw nych w kształtowaniu form y tektonicznej anty- kliny Dębnika.

2. ZARYS TEKTONIKI PALEOZOIKU DĘBNICKIEGO

W budowie paleozoiku dębnickiego wyróżniają się trzy główne typy form tektonicznych, ściśle ze sobą związanych genetycznie. Każda z nich przywiązana jest jednak w sposób dominujący do określonego obszaru, chociaż rysy innych są w niej niekiedy zauważalne (J. Krokowski w dru­

ku). Pom iędzy poszczególnym i formami głów nym i istnieją form y przej­

ściowe. W związku z tym wyróżnić tu można (fig. 2, 3):

1. Obszar zachodni — położony na zachód od dolin potoków Eliaszówka i Krzeszówka. Dominującą formą tektoniczną jest tutaj fleksura Czer­

nej o kierunku NWW— SEE (fig. 3).

FiŁg. 3. Schem at budow y paleozoiku dębnickiego. 1 — dew on — karbon d olny w ę ­ glanow y; 2 — porfir; 3 — w arstw y m alinow ickie; pozostałe sym bole jak na fig. 2 Fig. 3. The schem e o f th e Palaeozoic of Dębnik. ;1 — D evonian — L ow er Carbo­

niferous (Kohlenkalk); 2 — porphyry; 3 — M alinow i ce Beds (Upper V isean-N am u- nien); other sym bols as in Fig. 2

2. Obszar centralny — obejm ujący w łaściw ą antyklinę Dębnika o kie­

runku NNE— SSW, położony pom iędzy dolinami Eliaszówki i w przy­

bliżeniu Racławki (fâg. 3).

3. Obszar wschodni i północny położony na wschód od doliny Racławki i na północ od w si Paczółtowice. Dom inującym i formami tektonicz­

nym i są tutaj płaskie fałdy o kierunku NWW— SEE (fig. 3).

O b s z a r z a c h o d n i

Charakterystyczną cechą budowy obszaru zachodniego jest w ystęp o­

wanie kompleksu wapieni dolnego karbonu i w arstw m alinowickich oraz zróżnicowanie biegów i upadu w arstw w jego częściach: południowej, pół­

nocnej i wschodniej.

W arstwy m alinowickie, a być może również w yższe ogniwa w arstw grupy brzeżnej (podścielające utw ory triasu), w ystępują w dnie doliny Czernki i budują podnóże jej południowego stoku. W yjątkowo pojawiają się one na stoku północnym. Stosunek kompleksu tych w arstw do niżej- ległych skał w ęglanow ych górnego w izenu nie jest znany.

Kompleks m ułow cow o-łupkow y w arstw m alinowickich odsłonięty jest u podnóża północnego stoku doliny Czernki w odległości około 300 m na południow y wschód od odsłonięcia w apieni górnego w izenu w łomie

„Nad m łynem ” '(fig. 4). Stratygraficzną odległość, po dokonaniu odpowied­

nich redukcji, ocenić można na 150— 200 m. W roku 1976 w wykopach fundam entu stwierdzono w ystępow anie szarych, cienkopłytow ych łupków ilastych. W. Zajączkowski wspomina o nich (1964 str. 10— 11) przy od­

słonięciu u w ylotu dzisiaj już zasypanej, sztolni Kajzera. Od łom u „Nad m łynem ” do zbiegu Czernki i Eliaszówki północny stok doliny ma cha­

rakter osuwiskowy. Na stoku pełznie zarówno zwietrzelina w arstw retu, jak też podścielających je warstw m alinowickich, brak natom iast oznak obecności w apiennych skał wizenu. Morfologia tego stoku przed zbiegiem dolin Czernki i Eliaszówki ulega nagłej zmianie. Od północy w ysunięta jest ku południowi stroma grzęda skalna, którą budują wapienie wizenu środkowego (Alexandrowicz, Mamet 1973). W. nich to od strony Elia­

szówki założony jest „łom Łabuzka”. Ta nagła zmiana m orfologii stoku w jego południowo-wschodniej części zaznacza się na skutek istniejącego tu kontaktu skał o różnym charakterze. Wzdłuż południowej powierzchni uskoku (fig. 1 i 2) łupkow e w arstw y karbonu i przykrywające je” w arstw y ilasto-m arglisto-dalom ityczne pstrego piaskowca kontaktują od zachodu, z wapieniam i w izenu — od wschodu. Uskok ten określany dalej jako „za­

chodni uskok Eliaszów ki” (fig. 2) jest obecnie niew ątpliw ie w ieku po- triasowego, a jego zrzut ku zachodowi w ynosi co najmniej 30 m. Bieg jego powierzchni, o tendencji południkowej, śledzi się na odcinku co naj­

mniej 1200 m wzdłuż zachodniego stoku doliny Eliaszówki w uchodzą­

cych do niej od zachodu kilku wąwozach.

— 188 —

Pig. 4. L okalizacja do Hin i w ażniejszych odsłonięć obszaru zachodniego Fig. 4. L ocalization o f valleys and sign ificant outarops of the W estern атеа

Założenia zachodniego uskoku Eliaszówki są jednak w ieku paleozo- icznego i jako taki ma on prawoskrętny, przesuwczy charakter. Dowodzi tego przesunięcie o około 500 m ku północy domniemanej granicy „wa­

pienie — łupki”, w jego zachodnim skrzydle (fig. 1).

Zróżnicowanie biegów i upadów w arstw pozwala na, wyróżnienie w obrębie obszaru zachodniego zindywidualizowanych pod tym względem stref.

Strefa południowa

W kierunku północno-zachodnim wzdłuż lew ego brzegu doliny C zem - ki, poczynając od łom u „Nad m łynem ” odsłaniają się wapienie wizenu o bdegu w arstw NWW— SEE i upadzie skierow anym ku SSW pod kątem 40— 90°. Budują one tutaj skłon i górny przegub fleksury Czernej.

2 — R o c z n ik P T G 50/2

Strefa północna

Na północ od wąskiej strefy południowej upad w arstw wapieni szybko ulega zmniejszeniu i waha się w granicach 0— 20°. Połogo leżące w arstw y strefy północnej odsłaniające się w północnych dopływach Czernki na­

leżą do wiszącego skrzydła fleksury Czernej.

Fleksura Czernej przecięta jest w poprzek przez kilka powierzchni uskoków o biegu 20— 30°. Wzdłuż nich dokonało się poziome przesunię­

cie pow stałych w ten sposób oddzielnych bloków (Zajączkowski 1975, fig. 3; Krokowski fig. 18 w druku). Ich układ jest kulisow y. Każdy blok wschodni przesunięty jest ku południow i w stosunku do sąsiadującego z nim bloku zachodniego. Ponadto każdy b lok ’ zachodni zdaje się być dźw ignięty w stosunku do wschodniego. Równocześnie w kolejnych blo­

kach zachodnich coraz starsze ich skały w ęglanow e kontaktują od pół­

nocy z warstwam i m alinowickim i od południa.

Fleksura Czernej przecięta jest również przez powierzchnię uskoku skośnego. Tnie ona fleksurę skośnie do jej osi. Wzdłuż tej powierzchni kontaktują ze sobą w apienie skłonu i górnego przegubu fleksury Czer­

nej — od północnego wschodu, z warstwam i m alinowickim i skłonu i dol­

nego przegubu fleksury — od południowego zachodu (fig. 3). Charakter tej powierzchni uskokowej budzi najw ięcej kontrowesji. W. Zajączkowski (1964, 1975) określa ją jako powierzchnię odkłucia płasko nachyloną do NE. Po tej powierzchni został przesunięty na znaczną odległość fragm ent fałdu, którego czoło znajduje się w Czernej.

W edług tutaj prezentowanej interpretacji ciągła deformacja Czernej jest przegięciem fleksuralnym . Jest ono przecięte przez pow ierzchnię uskoku skośnie do osi. Nie jest w ykluczone, że uskok ten jest- odwróco­

n y a jego powierzchnia stromo nachylana ku NE, co jest często obser­

w ow ane w przegubowych strefach fleksur. Wersja o płaskim, połogim nasunięciu jest nię do przyjęcia w św ietle obecnie znanych i dostępnych danych.

Argum enty przytoczone w publikowanych m ateriałach W. Zajączkow­

skiego z jednej strony są niejednoznaczne, z drugiej zaś dotyczą różnych problemów (np. stosunek w apieni wizenu do zlepieńca m yślachowickiego

w dolinie Kam ienic i w iercenie w Czernej środkowej).

W ylot doliny Wądole zajm uje szczególną pozycję w budowie doliny Czernki. W dolinie tej bowiem odsłonięcia w apieni karbońslkich znajdują się w ogromnej większości na NĘ jej stoku. U w ylotu dolin Wądole ma m iejsce jedyny przypadek, w którym wapienie te znajdują się na połud- niowo-zachodnim jej stoku. Budują one tutaj izolowaną skałkę o n iew iel­

kich rozmiarach. Jej kontakt ad północnego zachodu z warstwam i m ali­

nowickim i nie ulega w ątpliw ości natom iast nie są znane dowody, z czym wapienie tej skałki kontaktują od południowego wschodu, a tym sam ym czy łączą się z wapieniam i odsłoniętym i po przeciwnej stronie doliny.

Na południe od tej izolowanej skałki znajduje się głęboko w cięta nisza

— 190 —

osuwiskowa i krawędź doliny cofnięta jest głęboko ku południowem u zachodowi. W niszy osuwiskowej znajdują się liczne w ysięki wody i źród­

ła, a stok opada połogo ku dolinie nie zdradzając swoim charakterem, aby w podłożu b yły skały wapienne. W środkowej części tej prawobrzeżnej skałki znajduje się nieczynny dzisiaj łom, w którym eksploatowano kal- cyt (polski onyks) w ypełniający kilkum etrowej szerokości szczelinę o bie­

gu 20° i upadzie 60° ku zachodowi. Wśród wapieni w środku tego łomu zlokalizowany był otwór w iertniczy opisany przez W. Zajączkowskiego (1964, 1975). W profilu tego otworu stwierdzono pod wapieniam i dolnego karbonu w arstw y od tych skał młodsze. Profil ten jest głów nym argu­

m entem dla przyjmowanej przez W. Zajączkowskiego powierzchni płas­

kiego nasunięcia fałdu Czernej od północnego wschodu. Argum ent ten jakkolwiek ważki nie jest jednoznaczny a przytaczany dodatkowo profil geoelektryczny w tak istotnej sprawie nie może mieć ostatecznej war­

tości dowodowej.

Po przeciwnej stronie doliny Czernki na jej NE stoku, tuż na północ­

ny zachód od ujścia doliny Wądole, stwierdzono szczelinę o szerokości 0,6 m wypełnioną kalcytem . Tnie ona w poprzek w arstw y na stoku.

Szczelina posiada bieg 20°, a jej kąt upadu skierow any jest ku wschodo­

wi. Szczelina ta w swoim intersekcyjnym obrazie, na stoku i północnym grzbiecie tworzy łuk w ygięty ku zachodowi, zaś jej przedłużenie na po­

łudniow y stok doliny Czernki zdaje się obcinać od NW prawobrzeżną, izolowaną skałkę (Zajączkowski 1975, fig. 3). Wzdłuż tej szczeliny na le­

w ym stoku doliny Czernki kontaktują ze sobą wapienie o kącie upadu 80— 90° — po jej stronie północno-zachodniej z wapieniam i o kącie upa­

du 20— 30° — po jej stronie południowo-wschodniej. Na prawym brzegu doliny wapienie izolowanej skałki przesunięte są wzdłuż tej powierzchni co najmniej o 120 m ku SW i kontaktują od północnego zachodu z war­

stw am i malino wickimi.

Nie kwestionując faktów stw ierdzonych przez W. Zajączkowskiego w otworze w iertniczym Czerna środkowa, nie sposób zgodzić się z ich interpretacją nie dlatego, że nie jest to m ożliwe, lecz dlatego, że dowody nie są jednoznacznie przekonywające, a konsekw encje ogromne. Dane po­

chodzące z literatury (Kowalski, Kreutz, Nikiel, Nowak 1926, Nowak, Zerndt 1935) lansujące pogląd o plikatyw nej tektonice paleozoiku w do­

linie Czernki także nie są niestety dostatecznie udokumentowane. Bada­

nia prowadzone przez autora w ostatnich latach, mimo że nie w ykluczo­

no m ożliwości takiej interpretacji, nie dostarczyły dowodów przem awia­

jących na korzyść plikatyw nych nasunięć.

Strefa wschodnia

Strefa ta zasługuje na szczególną uwagę. Znajduje się ona w dolinie Eliaszówki i ograniczona jest jej uskokami: wschodnim i zachodnim.

W obydwu przypadkach skrzydła zachodnie uskoków są zrzuconymi. Ich

2*

powierzchnie schodzą się u ujścia doliny Eliaszówki tworząc na mapie klin, którego wierzchołek leży właśnie w tym m iejscu (fig. 1). Bieg w arstw w dolinie Eliaszówki i na jej stokach posiada w zasadzie kieru­

nek południkowy, upad skierowany jest ku zachodowi, a kąt upadu zm ie­

nia się, wzrastając znacznie z zachodu na wschód od 15— 90° (fig. 5).

Wapienie środkowego i dolnego wizenu budują tutaj dolny przegub i skłon południowej fleksury Czatkowic rozwiniętej w zachodnim skrzy­

dle antykliny Dębnika (por. J. Krokowski fig. 1, w druku).

NWW

400

Fig. 5. Syntetyczne przekroje przez doliną Eliaszów ki, 1 — w ap ienie szare — w izen — tu m ej; 2 — łupki i piaskow ce w a rstw malMnowickich — w izen górny —

narnuir A; 3 — iły, piaski — dolom ity, w a p ien ie — triais

Fig. 5. Synthetic cross -section of th e Eldaiszówka V alley. 1 — Grey lim estones (Viisean — Ttoumaisian); 2 — Shales and sandstones of Malimowice Beds (Upper

V.isean — Nam urian); 3 — Clays, sands, dolom ites, lim estones (Triassic)

W części południowej tej strefy, u w ylotu w ąw ozu Mazurowe Doły (fâg. 1 i 4) bieg warstw posiada kierunek SE—NW. Kąt ich upadu z NE na SW szybko rośnie od 25— 55°, co widoczne jest w łom ie Łabuzka. Po­

dobną sytuację obserwuje się w wąwozie Kulenda, gdzie w arstw y o bie­

gu SE— NW zapadają ku SW, i w tym też kierunku stopniowo m aleje kąt upadu w arstw od 30— 15°. Zmiana biegu w arstw z południkowego na SE—NW nasuwa interpretację, że mamy tu do czynienia w bliskim są­

siedztwie wschodniego uskoku Eliaszówki z zachowanym i fragmentami struktur centryklinalnych, które pow stały w początkowym etapie tw o­

rzenia się uskoku zawiasowego. W strefie ówczesnego jego wygasania utw orzyła się wówczas, na przejściu od w arstw o biegu południkowym (w skrzydle wiszącym ) do w arstw o biegu równoleżnikowym (w skrzydle zrzuconym) — centryklina o osi nachylonej ku SW. W późniejszych eta­

pach rozwoju wschodniego, zawiasowego uskoku Eliaszówki i zwiększe­

nia się jego zrzutu fralgmenty 'cemtrykliny zostały odcięte od skrzydła wiszącego. Dzisiaj zaznaczają się w obrazie m tersekcyjnym w postaci cią­

gu pomiarów ułożenia warstw tworzących łuk w ygięty ku NE.

W obrębie obszaru zachodniego reprezentowane są fragm enty dwu różnych fleksur o osiach omal do sielbie prostopadłych (fig. 3). Pierwsza z nich, której górny przegub i skłon obserwuje się w północnym stoku doliny Czernki, określana jako „fleksura Czernej”, posiada oś o kierunku NWW— SEE (J. Krokowski fig. 1 w druku). Druga natom iast, której dol­

n y przegub i skłon obserwuje się na wschodnim stoku Eliaszówki posia­

da oś o kierunku zbliżonym do południkowego. Jest ona integralną częś­

cią fleksury czatkowickiej rozwiniętej w zachodnim skrzydle antykliny Dębnika. Fleksury Czernej znajduje się w jej zrzuconym skrzydle. W do­

lin ie Eliaszówki dokonują się zatem przejścia fleksury Czernej w zachod­

nie skrzydło antykliny Dębnika reprezentowane przez fleksurę Czatko­

wic. Obie te form y tektoniczne są ze sobą związane w jedną, nierozer­

w alną geom etrycznie całość.

O b s z a r c e n t r a l n y

W obszarze centralnym leży cała właściwa antyklina Dębnika. Jest ona asym etryczną brachy-form ą lub wręcz kopułą o osi południkowej przesuniętej ku wschodowi i nachylonej ku północy i ku południowi. P ół­

nocny kąt nachylenia osi ocenić można na około 7° (J. Krokowski fig. 1, 1980), południowy natom iast iest trudny do jednoznacznego określenia.

Istnieje duże prawdopodobieństwo, że obecnie obserwowane kąty upadu w arstw paleozoiku w południowej części omawianego obszaru są sumą odkształceń przed i pomezozoicznych. Znajdują się one bow iem w bez­

pośrednim sąsiedztwie strefy uskoków kulisow ych północnej krawędzi zapadliska przedkarpackiego. Problem w pływ u tektoniki trzeciorzędowej na kształtow anie się upadu warstw paleozoiku w tej strefie pozostaje od czasów Rutkowskiego otwarty. Bez względu jednak na to, w jakim stop­

niu uskoki trzeciorzędowe m iały w p ływ na zwiększenie się kąta nachyle­

nia osi, zdaje się ono nie ulegać wątpliwości, problem jest jednak iloś­

ciow y (J. Krokowski 1977).

Jądrową część antykliny Dębnika budują dolom ity i w apienie żyw etu , a częściowo także wapienie franu i famenu. W skrzydłach natom iast re­

prezentowane są utwory szerokiego przedziału czasowego od famenu po środkowy wizen.

Na zachód od Dębnika, w szerokim pasie sięgającym po dolinę Elia­

szówki i Krzeszówki a rozciągającym się od Paczółtowic na północny, po Żbik i Czatkowice Górne — na południu, obserwuje się utw ory budujące zachodnie skrzydło antykliny. Bieg warstw posiada tu tendencję połud­

nikową, a kąt upadu ku zachodowi stopniowo wzrasta w ty m kierunku.

W kilku znanych łomach Dębnika wynosi 25— 30° i takie ułożenie w arstw utrzym uje się co najm niej po południowy odcinek drogi z Czatkowic Górnych do Dębnika. Stąd dalej ku zachodowi kąt upadu stopniowo wzrasta, aby w najwyższej, wschodniej części łom u czatkowickiego osiąg­

nąć wartość 50— 60° (fig. 6), W łomie czatkowickim dokonuje się, w cią­

gle odsłoniętym przekroju, zmiana kąta upadu w arstw do 90° w jego części centralnej. Tę strefę, odznaczającą się dużym i upadami warstw, śledzi się na północ od łomu, na wschodnim stoku doliny Eliaszówki aż po górny bieg w ąw ozu Kulenda. Tam strefa ta jest stosunkowo wąska, a ku wschodowi zaznacza się również zm niejszenie kąta upadu warstw.

— 194 —

Fig. 6. Syntetyczny przekrój przez łom czatkow icki. 1 — w ap ien ie szare z krze- mieniiami w .spągu — tu m ej; 2 — w ap ienie białe lub szare — w izen dolny, środ­

kow y; 3 — łupki, piaskow ce w arstw m alinow ickich — w izen górny — nam ur A;

4 — .iły, piaski, dolom ity, w apienie — trias

Fig. 6. S yn th etic cross-section of the Czatkowice quamry 1 — Grey lim estones w ith flin ts at th e bottem — (Tournaisian); 2 — W hite or grey lim estones (Lower and M iddle Visean); 3 — Shales and sandstones of Malinow.ice Beds (Upper V isean —

Nam urian A); 4 — Clays, dolom ites, sands, lim estones (Triassic)

W zachodniej części łomu kierunek upadu w arstw skierow any jest ku wschodowi (!), a zm niejszający się stopniowo kąt upadu osiąga war­

tość 60°. W w yjątkow ym przypadku obserwowano kąt 30° ku wschodo­

wi, ale zmiana ta dokonywała się nagle, wzdłuż wypełnionej brekcją powierzchni zluźnienia (J. Krokowski fig. 10, 1980). Strefa w arstw oba­

lonych o kątach upadu rzędu 80° ku wschodowi zaznacza się już tylko na bardzo krótkim odcinku, na północ od łomu. Jest tam obcięty przez powierzchnię wschodniego uskoku Eliaszówki.

W łomie czatkowickim obserwuje się zmianę kierunku biegu warstw.

W północnej części wyrobiska jest on południkowy, w południowej zaś części ulega zmianie na NNW— SSE (fig. 1). Łom czatkowicki położony jest na wschodnim stoku doliny Krzeszówki. Na odcinku stoku od w yro­

biska po dno doliny brak obecnie odsłonięć. Z pracy F. Rutkowskiego (1928 str. 640) wynika, że b yły tu odsłonięcia, z których wspom niany autor przytacza szereg pomiarów. Ze w zględu na wagę informacji cytuję dosłownie: „Na stromym tym stoku (mowa o wschodnim stoku Krze­

szówki — przyp. mój) notowałem upady. Niedaleko rowu krzeszow ickie­

go 21°NW 280°, 16°NW 290°, 45°NW 245°, 35°SW 265°. O kilkadziesiąt m etrów dalej ku północy: 20°SW 260°, 20°W 270°, 30°W 270°, 43°W 265°, 20°NW 275°, 24°SW 250°. W połowie odległości pom iędzy row em krze­

szowickim a ujściem Czernki (czyli u podnóża obecnego łom u czatkowic- kiego — przyp. mój): 35°W 270°, 20°SW 265°, 30°NW 275°, 36°W 270°,

28°SW 265°, 23°SW 265°. Naprzeciw ujścia Czernki: 14°SW 210°, 22°SW 210°. Na rogu wąw ozów Mazurowych dołów pod szczytem: 13°NW 295°, 40°NW 285°, 30°NW 280°, 38°NW 290°”. Z przytoczonych danych wynika, że na zasłoniętym obecnie, wschodnim stoku Krzeszówki kierunek upadu w arstw jest ponownie zachodni, a kąt upadu ulega znacznemu zm niejsze­

niu (waha się od 20—40°) w stosùnku do tego, co obserwuje się w poło­

żonym wyżej łom ie czatkowickim.

Zawarte tu informacje posiadają doniosłe znaczenie dla interpretacji budow y całej struktury omawianego obszaru, z czego doskonale zdawał sobie sprawę ich autor. Najprawdopodobniej, m iędzy innymi na ich pod­

staw ie, odnosił wrażenie, że na wschodnim stoku doliny m am y do czy­

nienia z fleksurą lub naw et uskokiem przebiegającym wzdłuż doliny K rzeszówki poniżej ujścia Czernki.

Na podstawie przytoczonych faktów nasuwa się interpretacja, że za­

chodnie skrzydło antykliny Dębnika w ykształcone jest w postaci fleksury określanej mianem „czatkow ickiej”.-Jej górny przegub o osi południko­

w ej (J. Krokowski fig. 1, 1980) i skrzydło wiszące znajdują się na wschód od dolin Krzeszówki i Eliaszówki. Stoki tych dolin budują utw ory dol­

nego karbonu wchodzące w skład skłonu fleksury. W łom ie czatkowickim odsłonięte są w arstw y górnego turneju dolnego i środkowego w izenu bu­

dujące skłon fleksury czatkowickiej i jego przejście w strefę górnego przegubu. U podnóża wschodnich stoków dolin Krzeszówki i Eliaszówki zachow ały się fragm enty dolnego przegubu fleksury czatkowickiej (fig.

6). Równocześnie w jej osiowej strefie, na wschodnim stoku Krzeszówki, przebiega płaszczyzna uskoku o kierunku południkowym. U zbiegu dolin Eliaszówki i Czernki ulega ona rozszczepieniu, a jej dynam icznym ekw i­

w alentem są obydwa uskoki Eliaszówki. Zachodni przecina skrzydło zrzu­

cone fleksury, wschodni natomiast tnie skośnie jej skłon i strefę prze­

gubu. Na południe od zbiegu Eliaszówki i Czernki, wzdłuż strefy płasz- czow iny uskoku Krzeszówki, kontaktują ze sobą utwory wizenu skrzydła wiszącego (uskoku i równocześnie przegubu fleksury) — od wschodu, z warstwam i m alinowickim i skrzydła zrzuconego — od zachodu (fig. 6).

Jądrowa część antykliny i jej wschodnie skrzydło odsłaniają się w Dębniku; na północ, południe i wschód od tej wsi. Tę część struktu­

ry skośnie przecina złożona powierzchnia uskoku o w ypadkowym kierun­

ku biegu NW— SE (fig. 1). Tę złożoną powierzchnię śledzi się jedynie pośrednio od ujścia doliny Zbrzy, wzdłuż zachodniego stoku doliny Ra- cławki po wschodnią część wsi Paczółtowice. W południowo-zachodnim, wiszącym skrzydle uskoku zachowała się znaczna część antykliny D ęb­

nika, której jądro budują w ęglanow e skały dewonu (żywet, fran i niższa część famenu). W północno-wschodnim , zrzuconym skrzydle uskoku fragm ent antykliny budują widoczne na powierzchni wapienie serii stro- matoporowo-onkolitowej fam enu (wg ostatnich w yników badań A. Baliń­

skiego, skałki stromatoporowe zaliczane dotychczas do dolnego karbonu

okazały się w ieku farmeńskiego). W konsekw encji wzdłuż powierzchni uskoku kontaktują ze sobą utwory niższych ogniw dewonu (żywet, fran i niższy famen) skrzydła wiszącego z utworami fam enu skrzydła zrzu­

conego.

Uskok .jest zaw iasow y i ma cechy przesuwczego, prawoskrętnego. Je­

go zrzut w części południowej wsi Dubie daje się szacować na co naj­

mniej 300 m, natom iast w części północnej w rejonie Paczółtowic, jeśli nie zanika, to w każdym razie znacznie maleje. Rola i charakter uskoku nie zostały do końca w yjaśnione od czasów Rutkowskiego.

W tym m iejscu wspom nieć należy o przejawach magm atyzm u noto­

w anych w obrębie antykliny Dębnika. Znane są tu bowiem od dawna dajki porfirowe o biegu 30— 40° (Kozłowski 1955), których w ystępow a­

nie koncentruje się w e wschodniej części antykliny i w dolinie Szklarki.

W otworze wierniczym zlokalizowanym na południe od łomu dolomitu w Dubiu, pod niegrubą stosunkowo pokrywą w ęglanow ych skał dew oń- skich osiągnięto porfir, który nie został przebity na odcinku kilkuset m e­

trów. Przejawy term icznych zmian w wapieniach dewońskich stw ierdzo­

ne zostały w łomie K arm elickim w Dębniku (M. Buczek 1965) i innych punktach rejonu Dębnika (S. K ozłowski 1955).

Na obecnym etapie badań nasuwa się przypuszczenie, że notow ane w y ­ stąpienia dajek i sillów oraz zmienionych term icznie skał w ęglanow ych antykliny Dębnika związane są z obecnością tutaj w iększego ciała m ag­

m owego w podłożu skał osadowych budujących jądro antykliny. U tw ier­

dzają w tym przekonaniu w yn ik i wiercenia w Dubiu. Jest w ielce praw­

dopodobne, że wzorem Zalasu (Dżułyński 1955) i m ałych rozmiarów sil­

lów stw ierdzonych w Szklarce (Kozłowski 1955), porfiry tworzą lakkolit lub fakolit a procesowi jego kształtowania zawdzięcza swą budowę an- tyklina Dębnika. Podobną interpretację przyjm ow ał W. Zajączkowski (1964) w nieco innym ujęciu. Być może ta intruz ja porfirowa pozostaje w zw iązku ,z opisaną wyżej strefą uskokową, a szczeliny tensyjne tow a­

rzyszące tej prawoskrętnej, przesuwczej deformacji zostały w ykorzysta­

ne przez dajki Siedlca i Dubia. Jądrowa część antykliny Dębnika odsło­

nięta jest w rejonie wsi Dębnik i w dolinie Zbrzy oraz na północ i po­

łudnie od niej. W łomach Dębnika zaznacza się w yraźnie peryklinalne zamknięcie antykliny wskazujące na nachylenie osi ku północy. W do­

linie Zbrzy mimo zmienności kierunku biegu w arstw oraz m ałego kąta ich upadu (dowodzących generalnie płaskiego ułożenia w arstw w tej czę­

ści struktury) obserwuje się ukierunkowaną tendencję zmiany biegu w arstw z południkowego (358/10— 13/W) — w górnym biegu doliny, po­

przez zbliżony do równoleżnikowego (90— 120/10— 20/N) — w środkowym jej biegu, do ponownie południkowego, lecz o upadach skierow anych ku w schodow i (350/13— 20/E) — w dolnym biegu doliny. Taki stan rzeczy utrzym uje się w zasadzie od Dębnika po wspomnianą wyżej strefę usko­

kową. Na północny wschód od tej strefy, w dolinie Racławki i dolnych.

— 196 —

biegach dolin: Szklarki, Żarskiej i Stradliny, obserwuje się wzrost kąta upadu w arstw i ustalony ich bieg. Zmienia się on stopniowo i konsekw en­

tnie w miarę przechodzenia doliny ku północnemu zachodowi.

Fig. 7. Lokalizacja d olin i w ażniejszych odsłonięć obszaru w schodniego Fig. 7. Localization of v a lle y s and significant autcnops of the Eastern area

W południowej części dorzecza Racławki, w dolnych częściach dolin Szklarki i Żarskiej bieg w arstw jest południkowy, a kąt upadu waha się 30— 45° ku wschodowi (fig. 1). Na północny zachód od ujścia doliny Żar­

skiej, na wschodnim stoku doliny Racławki 'bieg warstw ulega stopnio­

wo zmianie przyjm ując kierunek 345°, a równocześnie kąt upadu warstw ulega zmniejszeniu i waha się od 20— 25°. Około 800 m poniżej ujścia doliny Stradlina, na wschodnim stoku Racławki obserwuje się dalszą, stopniową zmianę biegu w arstw zmierzającą do położenia równoleżniko­

wego. Równoleżnikowe ułożenie warstw obserwuje się w skałach wschod­

niego stoku doliny już 350 m poniżej ujścia doliny Stradlina. Taki układ

warstw w dolinie Racławki i na jej wschodnim stoku utrzym uje się do w si Paczółtowice.

Na zachodnim stoku doliny Racławki, równoleżnikow y bieg w arstw i ich upad ku północy pod kątem 10— 30° obserwuje się już w Rokicza- nym dole ‘(fig. 7) oraz na jego północnym stoku w 'tzw. „skałce strom ato- porow ej”. Tutaj przejawia się już tendencja zm iany biegu w arstw i ich upadu ku NNW. Tę zmianę wyraźnie obserwuje się na grzędzie m orfo­

logicznej obrzeżającej od północy Łączany dół. We wschodniej części grzędy upad w arstw skierow any jest ku NNE zaś w wyższej, zachod­

niej — ku NNW. Tutaj zaznacza się przegub antykliny Dębnika w zrzu­

conym skrzydle uskoku i w warstwach famenu. Upad w arstw ku NNW śledzi się na zachodnim brzegu Racławki również na północ od Łącza- nego dołu omal po w ieś Paczółtowice.

Skały opisanego odcinka doliny Racławki, od dolnego biegu Szklarki po ujście Rokiczanego dołu, budują wschodnie skrzydło antykliny Dęb­

nika (fig. 1). Ku północy przeradza się ono stopniow o w peryklinalne zamknięcie antykliny a równocześnie w południowe skrzydło rów noleż­

nikowej synkliny ;Paczółtowic. Cały ten om awiany fragm ent struktury znajduje się w obrębie zrzuconego skrzydła uskoku i budują go w apie­

nie famenu i turneju.

O b s z a r w s c h o d n i i p ó ł n o c n y

Na obszarze położonym na wschód i północ od antykliny Dębnika i fleksury Czernej jest stosunkowo mało odsłonięć. Rozmiarami wpraw­

dzie nie odbiegają one od znanych z innych stref, jednak są znacznie od siebie oddalone. Stąd interpolacja danych stwarza m ożliwość większej dowolności w interpretacji. Cechą wspólną warstw obserwowanych tutaj w odsłonięciach jest ich bieg o kierunku NWW—SEE i podobny kieru­

nek osi struktur fałdowych. Najbardziej na południe położona grupa od­

słonięć tego obszaru znajduje się w dolinie Szklarki. W arstwy wapieni famenu (?) i 'turnieju (?) budujące północny stoik doliny posiadają bieg południkowy i upad 30— 40° ku wschodowi. W dolnym biegu doliny na­

leżą one jeszcze do wschodniego skrzydła antykliny Dębnika (fd’g. 1).

Pow yżej pstrągam i bieg warstw ulega zmianie o 90° i przyjmuje kie­

runek NWW— SEE, a kąt upadu warstw skierow any jest ku południowi.

Takie ułożenie warstw utrzym uje się po w ieś Szklary. Nagła zmiana kie­

runku biegu warstw wyznacza centryklinę o osi zanurzającej się ku SE {por. J. Krokowski w druku). Centryklina ta znajduje się w strefie w y ­ gasania uskoku zawiasowego Szklarki o kierunku zbliżonym do południ­

kow ego i zachowała się w jego zrzuconym skrzydle. W tym m iejscu do­

konuje się przejście od równoleżnikowej formy fałdowej obszaru wschod­

niego do poprzecznej antykliny Dębnika, Obciętej od wschodu przez powierzchnię zawiasowego uskoku Szklarki. Centryklina Szklar powstała

— 198 —

podobnie jak centryklina w dolinie Krzeszówki i Eliaszówki, tzn. w po- czątikowym stadium tworzenia się uskoku zawiasowego o kierunku po­

łudnikow ym w m iejscu jego wygasania. W następnych etapach usko- kowania, kiedy podatność kom pleksu skalnego została przekroczona, cen­

tryklina została odcięta przez powierzchnię uskoku od jego skrzydła w i­

szącego. Strefa powierzchni tego uskoku przebiega 'w m iejscu, gdzie znajduje się przerwa m iędzy odsłonięciami północnego stoku doliny Szklarki. Centryklina ta nie stanow i zatem sam odzielnej, pierw otnej for­

m y fałdowej o kierunku osi NW—SE, lecz pow stała w w yn ik u .nałożenia się deformacji o różnych kierunkach: równoleżnikowym i południkowym . Podobnie była zresztą tłum aczona przez F. Rutkowskiego (1928).

Podobnie równoleżnikowy bieg warstw, lecz nachylonych ku północy,, śledzi się w odsłonięciach doliny Stradlina i w dolinie Racławski pow y­

żej ujścia Stradliny po w ieś Paczółtow ice (fig. 1). Interpretując dane z dolin Szklarki, Stradliny i Racławki w rejonie Pacaółtowic przyjm uję istnienie na tym obszarze pom iędzy dwoma pierw szym i dolinami form y antyklinalnej o kierunku NWW— SEE i określam mianem antykliny Żar

(fig- 2). >

Na północ od Paczółtowic, przy południow ym skraju w si Racławice, w odsłonięciach w apieni turnej u na wschodnim brzegu Racławki, bieg warst\y jest również NWW— SEE, a ich kąt upadu 10— 20° skierow any jest ponownie ku południowi. Podobne ułożenie w arstw obserwuje się w położonym obok tzw. łom ie Romera, znajdującym się w lewobrzeżnym wąwozie doliny. Położenie w arstw obserwowane w dolinie Racławki, po­

m iędzy wsiam i Paczółtow ice i Racławice, wskazuje na istnienie tu form y synklm alnej o kierunku osi NWW—SEE. Określam ją m ianem synkliny Paczółtow ic (fig. 2). Potwierdza to dodatkowo fakt, że w jądrze tej syn­

kliny znajdują się od dawna notowane wapienie wizenu nie znane skąd­

inąd w najbliższym otoczeniu. Zwracali na to uwagę S. Zaręczny, J. Ja­

rosz i F. Rutkowski.

W górnej części w si Racławice bieg warstw-ulega zmianie na SE—NW, a kąt upadu 20° skierowany jest ku SW. Podobnie z sugestiam i F. Rut­

kowskiego przyjmuję istnienie na północ od Racławic brachyantykliny o osi NWW— SEE zanurzającej się ku NWW (fig. 2). Na podstawie poło­

żenia warstw w odsłonięciach w si Racławki daje się zrekonstruować jej skrzydło południowe i fragm ent peryklinalnego zamknięcia.

Kierunek strukturalny NWW— SEE daje się śledzić bezpośrednio lub pośrednio (J. Krokowski fig. 1 — 1980) w izolowanych odsłonięciach pół­

nocnej części omawianego obszaru (fig. 1) od Racławic i Paczółtowic — na wschodzie po środkowy bieg doliny Buczę — na zachodzie.

Podobne kierunki, chociaż w izolowanych i odległych od siebie pun­

ktach, obserwuje się w odsłonięciach Klucz i Brudzowic, około 50— 60 km na północ od Dębnika. W swojej interpretacji w ykorzystał to Ekiert

(1971). Trudno przypisać tylko zbiegowi okoliczności konsekw entne po­

wtarzanie się tego kierunku w Dębniku, Kluczach i Brudzowicach.

Kierunek NWW—SEE jest zjaw iskiem regionalnym w północno- -Jwsichodnim obrzeżeniu GZW. Jest on ziwiązany z płaskim i formami fał­

dowym i (Ekiert 1971) dającymi się rekonstruować także w obrębie paleo­

zoiku dębnickiego. W ydaje się, że wzajem ne położenie tych fałdów ma charakter kulisow y a ich osie są skośne w stosunku do kierunku NW—

SE, generalnie przyjm owanego dla północno-wschodniego obrzeżenia Gór­

nośląskiego Zagłębia W ęglowego.

3. W NIOSKI

Już na podstawie tego skróconego przedstawienia głów nych rysów budowy paleozoiku dębnickiego nasuw ają się następujące wnioski:

1. W tektonice paleozoiku dębnickiego nie stwierdza się struktur fał­

dowych o kierunku NW—SE. Bieg w arstw o tym kierunku i drugorzęd­

ne struktury ciągłe są pochodnymi w stosunku do kierunków NWW— SEE i NNE— SSW. Brak uzasadnienia dla kierunku NW— SE w budowie pa­

leozoiku dębnickiego w ykazał Rutkowski (1928). Kierunek ten jednak wielokrotnie przewija się w późniejszych pracach, bądź to o charakterze regionalnym, bądź szczegółowym . Jest on niejako narzucany przez gene­

ralnie przyjm ow any kierunek linii przebiegu północno-wschodniej grani­

cy GZW (w sensie ekonomicznym). Jakkolwiek takiego kierunku w sen­

sie regionalnym nie można kw estionow ać, to nie znajduje on ’odzwiercie­

dlenia w sensie strukturalnym . Jest on jedynie w ypadkow y w stosun­

ku do wspom nianych kierunków NWW— SEE i NNE— SSW. Tylko te kie­

runki strukturalne znajdują potw ierdzenie w danych z badań pow ierzch­

niow ych rejonu Dębnika, Klucz i Brudzowic oraz w danych kopalnianych północno-wschodniej peryferii GZW. N ie kw estionując zatem słuszności przyjmowania generalnego kierunku SW—NE dla północno-wschodniego obrzeżenia GZW w ujęciach regionalnych, nie sposób zgodzić się z w nio­

skami wyciąganym i na tej podstawie dla jego w ew nętrznej budowy. Po­

zostają one bowiem w sprzeczności z faktami obserw ow anym i na po­

wierzchni w dostatecznie dużej ilości przypadków.

2. Stwierdzone przejawy tektoniki fałdowej o kierunku NWW— SEE:

nie mają charakteru alpinotypnego ani m ediotypnego w sensie S tille ’go, lecz reprezentują system brachyfałdów kulisowych pow stałych w wa­

runkach działania pary sił (Willis, 1934; Pavoni, 1961; Tchalenko, Ambra- seys, 1970; Jaroszewski, 1972; Harding, 1973).

3. Głównym rysem budowy paleozoiku dębnickiego jest tektonika uskokowa.

4. Przejaw y deformacji ciągłych są pośrednio lub bezpośrednio pocho­

dzenia tektoniki uskokowej i intruzywnej.

— 200 —

5. W obrębie trzech w yróżnionych obszarów: zachodniego, centralnego i wschodniego reprezentowane są trzy odrębne bloki tektoniczne ograni­

czone powierzchniami uskoków o układzie kulisowym .

6. Dokonując próby uszeregowania w czasie następstwa powstawania struktur reprezentowanych w trzech w yróżnionych obszarach wydaje się, że najstarszym i są tu form y fałdowe zachowane w obszarze wschodnim i północnym. Bezpośrednio -młodsza jest tektonika uskokowa, a omal jej współczesna, lecz przez nią uwarunkowana jest tektonika intruzywna,

Fig. 8. Szkic tektoniczny m oraw sko-śląskiego obszaru orogam cm ego. M—S k ale- doństoo-w aryscyjska strefa arogeniiczna M oraw o-Silezidów ; RP — w aryscyjski rów przedgórski; s.m.o. — w ypiętrzana część przedgórza M oraw o-Silezidów (strefa m e- taorogem czna); С — Cieszyn; К — K atow ice; Kr — Kraków; O — Opole; Ż — Żyw iec; 1 — granica podstref orogenu m oraw o-śląskdego; 2 — nasunięcia; 3 —-

uskoki kulisow e; 4 — nasu n ięcia karpackie

Fig. 8. Tectonic sketch miaip of Monavo-Silesaan orogem c area. M—S — Caledo­

nian-Vari'scan orogenic zone o f M oravo-Sîlesides; RP — Va,ris can foredeep;

s.m.o. — uplifted part of th e Моста vo-S ilesian foreland (the m eta-orogenic zone);

С —• Qiie&zym, К — K atow ice; 'Kr —- Oracow; О — Opole; Ż — Żyw iec; 1 . — boundary of subzones of th e M oravo-Silesian orogen; 2 — thrusts; 3 — en échelon

faults; 4 — Carpathian oventhrust

7. Przejście od Struktur fałdow ych o kierunku południkowym różnie było dotychczas interpretowane (Jarosz, 1926; Rutkowski, 1928; Konior, 1934). Obecnie w św ietle koncepcji przyjmującej strefę rów noleżnikow ych fałdów kulisow ych oraz system uskoków kulisow ych w ydaje się, że po­

łudnikowa antyklina Dębnika powstała na przedłużeniu równoleżnikowej antykliny Żar. Jeden z kulisow ych bloków zawarty pom iędzy południ­

kow ym i uskokami Krzeszówki i Eliaszówki oraz Racławki i Szklarki, został w ykorzystany przez intruzję m agm y porfirowej. Budujące ten blok młodopaleozoiczne skały w ęglanow e zostały w ydźw ignięte przez in­

truzję m agmową być m oże w formie lakkolitu lub fakolitu. Intruz ja magmowa w ydźw ignęła tu w zasadzie tylko południowy fragm ent anty­

klin y Żar, w sąsiedztwie uskoku Racławki. Ta niew ielkich stosunkowo rozmiarów intruzja stała się przyczyną powstania kopuły Dębnika.

POZYCJA PALEOZOIKU DĘBNICKIEGO NA TLE W ARYSCYJSKIEJ STREFY MORAWO-SILEZIDÓW

Obszar paleozoiku dębnickiego pozostaje w ścisłym związku tekto­

nicznym z zapadliskiem śląsko-krakowskim i strefą morawsko-śląską.

Strefa m orawsko-śląska posiada w szelkie cechy orogenu, ostatecznie wa- ryscyjskiego, z zaznaczającymi się internidami i eksternidam i o w ergen- cji wschodniej. Przedpolem tej strefy orogenicznej jest obszar zapadliska śląsko-krakowskiego i jego północno-wschodnie obrzeżenie (fig. 8). Za­

padlisko śląsko-krakowskie jest rowem przedgórskim, a jego północno- -w schodnie obrzeżenie jest wypiętrzoną częścią przedgórza orogenu mo- rawsko-śląskiego (fig. 9). Podstaw owym rysem 'budowy tej m etaorogem -

— 202 —

Fig. 9. Syntetyczny przekrój m orawto-śląskiego obszaru orogem cznego. M—S kale- dońsko-w aryscyjska strefa orogeniczna M oraw o-Silezidów ; R P — w aryscyjski rów przedgórski; s.m.o. - w ypiętrzona część przedgórza M oraw o-Silezidów ; m.G.S. — podłoże zapadliska śląsko-krakow skiego (kaledoński m a syw śródgórski); 1. К —M-^-

limeameint K raków—M yszków; m.M. — m a syw m ałopolski

Fig. 9. Synthetic cross-seation of the M oravo-Silesian orogenic area. M—S — Cą- 1 ed onia n - V a r isc an orogem c zone of the M о ra-v о - Sil e sid es ; R P - - V ariscan foredeep:

s.m.o. — uplifted part of the M oravo-Silesian foredand; m.G.S. — The basem ent of the Upper Silesia B asin (Caledonian, interm ountain m assif); 1. К—M — lineam ent

K raków—'Myszków, m.M. — m ałopolska M assif

cznej strefy jest tektonika uskokowa. Towarzyszą jej wprawdzie defor­

macje ciągłe, które jednak pośrednio lub bezpośrednio są przez tę tekto­

nikę uwarunkowane. Północno-wschodnia krawędź śląsko-krakowskiego zapadliska przedgórskiego m oraw o-silezidów na odcinku paleozoiku dęb­

nickiego wykształcana jest jako strefa uskoków kulisowych.

Na podstawie analizy budowy geologicznej paleozoiku dębnickiego, który jest integralną częścią północno-wschodniego obrzeżenia w aryscyj- skiego rowu przedgórskiego stwierdzić należy, iż nie ma podstaw do w y ­

różniania tu krakowskiej gałęzi waryscydów w sensie orogenu alpi-no- typnego.

SUGESTIE TEKTOGENETYCZNE

Stwierdzenie, że w północno-wschodnim obrzeżeniu rowu przedgór­

skiego m oraw o-silezidów rozwinięta jest strefa uskoków kulisowych i sy­

stem kulisowych brachyfałdów, pociąga za sobą konsekw encje tektoge- netyczne.

ko, 1970). Jego tektonika pozostaje w ścisłym związku z budową funda­

m entu platformy. Fundam ent posiada cechy ostatecznie kaledońskiej konsolidacji. W obrębie zapadliska śląsko-krakowskiego fundam entem jest m asyw o konsolidacji prekaledońskiej. Na jego północno-wschodnim obrzeżeniu rozwija się lineam ent kaledoński o cechach tektoniki fałdow o- -intruzyw nej, określany jako strefa Kraków— M yszków (Siedlecki, 1962).

Od północnego wschodu lineam ent ten ograniczony jest przez m asyw małopolski (Pożaryskii, 1974). Strefa lineam entu o szerokości rzędu 50 km, w okresie kam bro-sylurskim podlegała wzmożonej subsydencji w stosunku do obrzeżających ją masywów: górnośląskiego i m ałopolskie­

go. W cyklu orogenezy kaledońskiej przeszła ona również etap inwersji.

Jest organiczona strefam i szw ów tektonicznych oddzielających ją od tych m asywów. Omówiony lineam ent i ograniczające go szw y tektoniczne po­

siadają kierunek o generalnej tendencji NW— SE. Strefa ta jako różnią- ch się własnościami m echanicznym i od otaczających ją m asyw ów i nie w pełni z nim i spojona, była predysponowana do przejmowania i prze­

noszenia pionowych i poziom ych ruchów skorupy ziem skiej. Przejawem ruchów pionowych jest przede w szystkim w ypiętrzenie północno-wschod­

niego obrzeżenia zapadliska śląsko-krakowskiego oraz jego załom owo- -uskokowa budowa. Przejaw em początkowego etapu prawoskrętnego ru­

chu przesuwczego w podłożu platformy, wzdłuż szw ów tektonicznych ograniczającyh'lineam ent, wydają się być połogie, kulisowo układające się formy fałdowe młodszego paleozoiku, o kierunku NWW— SEE (fig.

10a, b). Przejawem następnego etapu tego ruchu jest system kulisow ych

Fig. .10. A — Szkic tek toniczny fundam entu platform y waryscyjskiiej w strefie lineam entu K raków—M yszków; objaśnienie jak na figurze 9; В — Schem at defor­

m acji skał w aryscyjskiej platform y ponad lineamenrtem K raków —M yszków; 1 — brachyform y w cześniejszego etapu deform acji, 2 — pow ierzchnie ścięć (spękania,

uskoki) późniejszego etapu deform acji.

Fig. 10. A — Teotonic sketch m ap of the basem ent o f th e V ariscan platform in the zone of Gracow—M yszków lineam ent (see Fig. 9 for explanation) ; В — Schem e of rock deform ation in the V ariscan platform cover above th e K raków —M yszków lineam ent; 1 — brachyform s o f th e earlier sitage of deform ation; 2 — shear planes

(faults, fractures) of the later stage of deform ation

uskoków o południkowej orientacji płaszczyzn, rozw inięty na NE obrze­

żeniu zapadliska śląsko-krakowskiego. W ydaje się, że rozwinął się on jako niskokątow y system ścięć ponad szwem tektonicznym w fundamencie.

Wzdłuż tego szw u dokonywał się prawoskrętny ruch przesuwczy (J. Kro­

kowski, 1980) w podłożu platformy.

Maszynopis ot rz ymano w lipcu 1979, p r z y j ę t o do druku w e wr ze śni u 1979

— 204 —

W YKAZ LITERATURY — REFERENCES

A l e x a n d r o w i c z S., M a m e t В. L. <1973), Microifaicies du C arbonifère in férie­

ur du dôm e de D ębnik (Pologne M éridionale). R e v i st a Espan. Micropal. 5, 3:

447—466, Maditid.

B u c z e k M,, (1965), U w agi o zm ienionych w apieniach z łom u karm elickiego w Dębniku. Spr aw, z pos. Kom. PAN, Oddz. Kr akó w, p. 221—222.

D o k t o r o w i c z - H r e b n i c k i S., (1955). Sesja N aukow a Inst. Geol. pośw ięcona budow ie (GZW. Pr z. geol. nr .10.

D ż u ł y ń s k i S., (1955), O form ie w ystępow an ia porfirów zalaskich. Biul. Inst.

Geol. 97: 9—38, W arszawa.

E k i e r t F., (1971), Budow a geologiczna podperm skiego podłoża północno-w scho­

dniego obrzeżenia G órnośląskiego Zagłębia W ęglow ego. Inst. Geol. Prace 661, Warszawa.

H a r d i n g T. P., (1973), :Newpoai-Inglewood Trend, California an ex am p le of Wren­

ching S tyle of Deform ation. Ame r. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 57, 1: 97—'116.

J a r o s z J., (1926), O becny sitan badań nad stratygrafią dew onu i dolnego karbonu w okręgu K rakow skim . Rocz. Pol. Tow. Geol. 3: 186—189, Kraków.

J a r o s z e w s k i W. (1972), Droboostrukturalne kryteria tek ton ik i obszarów niie- oro geni czn у с h na przykładzie północno-w schodniego obrzeżenia m ezozoicznego

Gór Św iętokrzyskich. Studia geol. poi. 38, 200 p.

K o n i o r K. (1934), Z problem ów paleom orfologicznych okolic K rakowa Wiad. Sł.

Geogr. 3: 286—312, W arszawa.

K o w a l s k i L., K r e u t z Sit,, N i k i i e l E., N o w a k J. (1926), Notatka w Spraw.

Kom. Fizj. A.U. 60, X II—X III, K raków.

K o z ł o w s k i S. (1955), Intruzje porfirow e w grzbiecie dębnickim . Biul. Inst. Geol.

97, 1: 38—d02, W arszawa.

K r o k o w s k i J. (1977), Tektonika utw orów m iędzy K rakow em a S ław kow em w św ietle badań drobno,strukturalnych. Rozpr. doktorska. Arch. AGH K raków.

K r o k o w s k i J. (1980), Tektonika piętra w aryscyjskiego rejonu dębnickiego w św ie­

t le badań drabnostrukturainych. Rocz. Pol. Tow. Geol. 40, 2: 209—246.

N o w a k J., Z e r n d t J. (1935), Tektonika w schodniego krańca Polskiego Zagłębia W ęglowego. S pr aw. PAU, 40: 40, Kraków.

P a V o n i N. (1961). F altung durch H orizontalverschiebung. Eel. Geol. Helv. 54, 2.

P o ż a r y s k i W. (1974), Budow a geologiczna Polski t. IV Tektonika, cz. 1, War­

szawa.

R u t k o w s k i F. (1928), O budow ie paleozodcznego grzbietu D ębnickiego. Spraw.

PIG, 4, 3—4 : 582— 709.

S i e d l e c k i S. (1954), U tw ory paleozoiczne okolic K rakow a. Biul. Inst. Geol., 73, 415 p., W arszawa.

S i e d l e c k i S. (1962), On the Occurrence of Silurian in the Eastern and North-

-E astern Periphery o f (the U pper S ilesian Coal Basin. Bull. Acad. Pol. Sei., Ser. Geol. Geogr. 10, 1: 41—46, Varsovie.

S t i l l e H. (/1064), Izbramnyje itrudy (tłum. z niiem.). M oskwa.

T c h a l e n k o J. S., A m b i r a s e y i s N. N., (1970), Structural analysis of the D asht-e B ayaz (Iran) earthquake fractures. Geol. Soc. A m . Bull. 81, 1: 41—60.

W i l l i s B. i R., (1934), G eologic Structures, 'New York.

Z a j ą c z k o w s k i W., (1964), U tw ory dolnego karbonu i budowa geologiczna okolic grzbietu dębnickiego. P rze w . X X X V I I Z ja z d u PTG , cz. II, 1—23-, K atow ice.

Z a j ą c z k o w s k i W. A. (1975). Stratygrafia i JiiMLogia w apieni dimantu w Czer­

nej koło K rzeszow ic. Biul. Inst. Geol. 282: 273—.325, W arszawa.

Z a r ę c z n y S. (1894), A tla s G eologiczny G alicyi. Kom. Fizj, AU, K raków.

Z n o s k o J. (1970), Pozycja tektoniczna obszaru P olski na tle Europy. „Geologia i surow ce m ineralne P olski” (ipraca zbiorowa) Biul. Inst. Geol. 251: 45— 70, W arszawa.

SUMMARY

A b s t r a c t : The author discusses th e m ain features of the geological structure of th e Palaeozoic strata in th e Dębnik area. T he fa u lt tectonics w a s proved to be dom inat to th e form ation of (the geological structures of this area.

The term „Palaeozoic of D ębnik” is applied here to the Devonian (Gi- vetian-Fam ennian) and Carboniferous (Tournaisian-Namurian A) carbo­

nate rocks cropping out in the vicinity of K rzeszowice (Fig. 1). The Pa­

laeozoic of Dębnik forms a part of the elevated Carpathian foreland and is situated to the North of the Carpathian foredeep betw een the villages Szklary and Czatkowice.

The recent view s upon th e geological structure of the Palaeozoic of Dębnik can be summarized as follows:

(see Siedlecki 1964, Zajączkowski 1964, 1975).

1. The opinion that this area has a fold structure is dominant.

2. As the principal structural direction there were assum ed the direc­

tions NWW— SEE and NNE— SWW or meridional (Fig. 2). Some authors consider the direction SW—NE to 'be of significant importance (Jarosz 1926, Zajączkowski 1964, 1975).

3. The existence of faults in the Palaeozoic of Dębnik has been noticed, but their significance was underestimated.

4. Zajączkowski (1975) noticed the strike-slip faults in the Czernka v a l­

ley and expressed a suggestion that the intruding magma played an important role in the formation of the Dębnik anticline.

The investigations carried out b y the author enabled to distinguish three areas w ithin the lim its of the Palaeozoic of Dębnik:

1. W estern area — to the W of the Eliaszówka stream and Krzeszówka stream valleys. Czem a flexure of the NWW— SEE direction is here the dominant tectonic form.

3 ■ R o c z n ik P T G 50/2