Analiza tempa depozycji materia³u detrytycznego w basenach sedymentacyjnychzachodnich Karpat zewnêtrznych jako wskaŸnik aktywnoœci tektonicznej ich

obszarów Ÿród³owych

Pawe³ Poprawa*, Tomasz Malata**, Nestor Oszczypko***, Tadeusz S³omka*****,Jan Golonka****, Micha³ Krobicki****

Tectonic activity of sediment source areas for the Western Outer Carpathian basins — constraints from analysis of sediment deposition rate.Prz. Geol., 54: 878–887.

S u m m a r y. Analysis of deposition rate were performed for synthetic sections, representing the upper Jurassic to lower Miocenesedimentary fill of the Western Outer Carpathian (WOC) basins. Calculated deposition rates differs in a range of a few orders ofmagnitude. During Tithonian to Berriasian-early Valanginian tectonic activity of the source areas supplying the Silesian Basin wasrelated to the mechanism of syn-rift extensional elevation and erosion of horsts. General decay of source area activity inValanginian to Cenomanian time was caused by regional post-rift thermal sag of the WOC. The Barremian to Albian phase ofcompressional uplift of the source area located north of the WOC lead to increase of deposition rate in some zones of the WOC basin.In Turonian to Paleocene time thick-skinned collision and thrusting took place south and south-west (in the recent coordinates) ofthe Silesian Basin causing very rapid, diachronous uplift of this zone, referred to as Silesian Ridge, resulting with high depositionrate in the Silesian Basin. At that time supply of sediments to the Magura Basin from south was relatively low, and the Pieniny KlipenBelt was presumably zone of transfer of these sediments. In Eocene the zone of collisional shortening in the WOC system was relo-cated to the south, causing rapid uplift of the Southern Magura Ridge and intense supply of detritus to the Magura Basin. Thrustingin the Southern Magura Ridge and collisional compression resulted with flexural bending of its broad foreland, being the reason fordecrease of activity of both the Silesian Ridge and the source area at the northern rim of the WOC. The Eocene evolution of theSilesian Ridge is interpreted as controlled by both episodic tectonic activity and eustatic sea level changes. Contrasting develop-ment of the Southern Magura Ridge and the northern rim of Central Carpathians during Eocene stands for a palaeographic dis-tance between the two domains at that time. During Oligocene and early Miocene a significant increase of deposition rates isobserved for the basin in which sediments of the Krosno beds were deposited. This was caused by tectonic uplift of the source at thenorthern rim of the WOC, as well as the Silesian Ridge and the partly formed Magura nappe. The Miocene molasse of the WOCforedeep basin is characterised by notably higher maximum deposition rates than ones calculated for the flysch deposits of theWOC.

Key words: Western Outer Carpathians, Mesozoic, Cainozoic, sediment source area, deposition rate

Zachodnie Karpaty zewnêtrzne (ryc. 1) s¹ fragmentemalpidów europejskich, w którym wype³nienie osadowemezozoicznych i kenozoicznych basenów sedymentacyj-nych jest zaanga¿owane w struktury orogeniczne (np.Ksi¹¿kiewicz, 1960, 1972; Koszarski, 1985). W (eocenie-?) póŸnym oligocenie–œrodkowym miocenie osady tezosta³y odk³ute od pod³o¿a, tektonicznie zdeformowane inasuniête na p³ytê europejsk¹ (np. ¯ytko, 1977; Oszczypko& Œl¹czka, 1985; Cieszkowski i in., 1985; Œwierczewska &Tokarski, 1998; Oszczypko, 1999). Powoduje to, ¿e obec-

nie trudno jest ustaliæ zarówno pierwotn¹ geometriê base-nów Karpat zewnêtrznych, jak i charakter ich pod³o¿a orazstref rozdzielaj¹cych je i zasilaj¹cych materia³em detry-tycznym.

Najczêœciej przyjmuje siê, ¿e baseny Karpat zewnêtrz-nych powsta³y na po³udniowym sk³onie p³yty europejskiej,œcienionej w wyniku mezozoicznej ekstensji ryftowej (np.Birkenmajer, 1988; Nemèok i in., 2001; Poprawa i in.,2002; Golonka i in., 2003). Baseny te zosta³y wype³nionew przewadze klastycznymi osadami, w znacznej czêœci fli-szowymi, obejmuj¹cymi przedzia³ stratygraficzny od tyto-nu do dolnego miocenu (ryc. 2) — (np. Ksi¹¿kiewicz,1960; Bieda i in., 1963; Olszewska, 1997; Koszarski,1985). �ród³a dla materia³u detrytycznego stanowi³ywyniesione obszary po³o¿one zarówno w obrêbie systemubasenów fliszowych (tzw. kordyliery), z których naj-wa¿niejsz¹ rolê spe³nia³o wyniesienie œl¹skie, jak i obszaryobrze¿aj¹ce system basenów karpackich (np. Ksi¹¿kie-wicz, 1965; Unrug, 1968; Sikora, 1976; Wieser, 1985; Bir-kenmajer, 1988; Mišík & Marschalko, 1988).

878

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,00-975 Warszawa; pawel.poprawa@pgi.gov.pl

**Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Karpacki, ul.Skrzatów 1, 31-560 Kraków; tmal@vp.pl

***Uniwersytet Jagielloñski, Instytut Nauk Geologicznych,ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; Nestor@geos.ing.uj.edu.pl

****Akademia Górniczo-Hutnicza, al. Mickiewicza 30,30-059 Kraków; slomka@geol.agh.edu.pl;krobicki@geol.agh.edu.pl; golonka@geol.agh.edu.pl

P. Poprawa M. KrobickiJ. GolonkaT. S³omkaT. Malata N. Oszczypko

Cech¹ charakterystyczn¹ Karpat zewnêtrznych jest to,¿e elementy zwi¹zane z obszarami Ÿród³owymi, podobniejak pod³o¿e basenów, nie uleg³y odk³uciu i transportowitektonicznemu wraz z osadowym wype³nieniem basenów,a w efekcie nie s¹ reprezentowane w strukturze orogenu. Oich istnieniu i aktywnoœci tektonicznej œwiadcz¹ jednakprzes³anki facjalne, pomiary kierunków transportu mate-ria³u detrytycznego, jak równie¿ sk³ad i charakter klastówfrakcji zlepieñcowej, bloków czy olistolitów.

Wspó³wystêpowanie na niektórych etapach rozwojuKarpat zewnêtrznych g³êbokomorskich basenów sedymen-tacyjnych, ulegaj¹cych stosunkowo szybkiej subsydencjioraz gwa³townie wypiêtrzanych obszarów Ÿród³owych jestwyraŸn¹ przes³ank¹, wskazuj¹c¹ du¿¹ aktywnoœætektoniczn¹ systemu. Geneza i charakter tej aktywnoœcipozostaje nadal obiektem kontrowersji. Celem niniejszegoartyku³u jest okreœlenie, jakie przes³anki dla modelu geo-tektonicznego Karpat zewnêtrznych mo¿na uzyskaæ z ana-lizy tempa depozycji materia³u detrytycznego.

Tempo depozycji osadów w basenach Karpat fliszo-wych dla wybranych stref analizowali dotychczas m.in.Œl¹czka (1963), Pescatore & Œl¹czka (1984), Kuœmierek(1990, 1995), Nemèok i in. (2001) oraz Kopciowski(2002). Specyfik¹ prezentowanych w niniejszej pracybadañ jest przede wszystkim zastosowanie tego typu analizdo rekonstrukcji procesów tektonicznych w obszarachŸród³owych (por. Poprawa i in., 2003, 2006) oraz przepro-wadzenie systematycznej, porównawczej analizy dlawszystkich g³ównych stref w obrêbie polskiej czêœci Kar-pat zewnêtrznych. W celu odniesienia otrzymanych wyni-ków do szerszego, regionalnego t³a, uzupe³niaj¹co analizêtempa depozycji przeprowadzono równie¿ dla s¹siednich,genetycznie powi¹zanych z Karpatami zewnêtrznymibasenów.

Metodyka

W przypadku Karpat zewnêtrznych analiza zmian tem-pa depozycji w czasie wymaga zrekonstruowania przed-orogenicznych, syntetycznych profili osadowegowype³nienia poszczególnych stref basenów, uwzglêd-niaj¹cych przede wszystkim mi¹¿szoœci wydzielonych jed-nostek, ich stratygrafiê i litologiê (por. Poprawa i in., 2002,2006). Profile te dobierano w ten sposób, aby by³y repre-zentatywne dla g³ównych stref w obrêbie basenów polskiejczêœci Karpat zewnêtrznych, jak równie¿ by obejmowa³yjak najpe³niejsze stratygraficznie interwa³y profili.

Pomimo du¿ego stopnia deformacji w obrêbie orogenuustalenie pierwotnej mi¹¿szoœci oraz litologii w przypadkuwiêkszoœci profili nie stwarza istotnych trudnoœci. W obli-czeniach uwzglêdniono zmiany mi¹¿szoœci poszczegól-nych kompleksów skalnych w czasie, zwi¹zane zmechaniczn¹ kompakcj¹. Zastosowano w tym celupoprawkê na dekompakcjê wed³ug algorytmu Baldwina iButlera (1985). Jak wykazuje przeprowadzona analiza(ryc. 3), ró¿nice miêdzy alternatywnymi algorytmamidekompakcji nie maj¹ wiêkszego wp³ywu na obliczan¹ war-toœæ tempa depozycji. Niemniej jednak zupe³ne pominiêcietej poprawki w zauwa¿alny sposób rzutuje na wyniki.

Na stopieñ mechanicznej kompakcji osadów Karpatzewnêtrznych niew¹tpliwie mia³o wp³yw pogr¹¿enie przezt¹ czêœæ nadk³adu, która obecnie jest erozyjnie usuniêta, wtym nadk³adu tektonicznego. Rozmiary erozji orogenu s¹trudne do ustalenia, jednak¿e mo¿liwy zakres b³êdu w obli-czeniach tempa depozycji zwi¹zany z tym czynnikiem niejest znacz¹cy, szczególnie dla sp¹gowych partii profili(ryc. 4). Przyjête rozmiary erozji wp³ywaj¹ zauwa¿alnie naotrzymywane wyniki jedynie w przypadku najwy¿szej

879

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

19° 20° 21° 22°

50°

49°

Katowice

Kraków

TarnówRzeszów

Przemyœl

przedpole Karpat: utwory starsze od mezozoiocznychCarpathians foreland: Pre-Mesozoic

neogeñskie zapadlisko przedgórskie KarpatCarpathians Neogene foredeep basin

Karpaty wewnêtrzneInner Carpathians

jednostka grybowskaGrybow Unit

jednostaka dukielskaDukla Unit

jednostka œl¹skaSilesian Unit

lokalizacja analizowanych,syntetycznych profililocation of the analysedsynthetic sections

jednostka przeddukielskaFore-Dukla Zone

przedpole Karpat: utwory mezozoiczneCarpathians foreland: Mesozoic

jednostka magurska, strefa krynickaMagura Unit, Krynica Sub-unit

jednostka magurska, strefa bystrzyckaMagura Unit, Bystrica Sub-unit

jednostka magurska, strefy raczañska i SiarMagura Unit, Racza and Siary Sub-unit

jednostka przedmagurskaFore-Magura Unit

osady neogeñskie zalegaj¹ce na orogenie karpackimNeogene sediments on top of Carpathian orogen

póŸnoalpejski magmatyzmLate Alpine magmatite

jednostka podœl¹skaSub-Silesian Unit

jednostka skolskaSkole Unit

g³ówne miejscowoœcimain cities/towns

50km

PBCK (NP)

TatryTatra Mts

1

PolskaPoland

100km A B

PBCKPBCK

Ryc. 1. A — lokalizacja obszaru badañ. B — mapa geologiczna polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych (wg ¯ytko i in., 1989, uproszczona)z zaznaczon¹ lokalizacj¹ analizowanych, syntetycznych profili. PBCK — paleogeñski basen centralnych Karpat. NP — niecka podhalañskaFig. 1. A — location of the studied area. B — geological map of the Polish part of Outer Carpathians (after: ¯ytko at al., 1989, simplified)with location of the analysed synthetic sections. PBCK — Central Carpathian Paleogene Basin. NP — Podhale Trough

czêœci profili, zw³aszcza warstw kroœnieñskich (ryc. 4)oraz wy¿szej czêœci warstw magurskich.

Podzia³ stratygraficzny utworów fliszu karpackiegojest ma³o dok³adny, szczególnie w odniesieniu do utworówdolnej kredy, senonu i oligocenu (np. Bieda i in., 1963; VanCouvering i in., 1981; Geroch & Nowak, 1984; Olszewska,1997). Nie rzutuje to jednak znacz¹co na wyniki przepro-wadzonych analiz, gdy¿ podzia³ rekonstruowanych profilizosta³ uproszczony do g³ównych jednostek litofacjalnych;w efekcie, wyliczone tempo depozycji jest wartoœci¹uœrednion¹ dla przedzia³ów czasu przez nie reprezento-wanych. Pozwala to unikn¹æ ewentualnych artefaktów, któ-re mog¹ powstawaæ przy dzieleniu profilu na zbyt w¹skieprzedzia³y czasu geologicznego w profilach o nie-wystarczaj¹cej precyzji stratygraficznej i geochronolo-gicznej. Poszczególnym wydzieleniom stratygraficznymprzypisano wieki liczbowe stosuj¹c tabelê stratygraficzn¹Gradsteina i Ogga (1996). Zastosowanie innych tabel stra-tygraficznych nie zmienia w sposób istotny otrzymanychwyników, zw³aszcza dla tych wydzieleñ, które obejmuj¹wzglêdnie d³ugie przedzia³y czasu geologicznego, co ilu-struje ryc. 5.

Oprócz wymienionych powy¿ej czynników,wp³ywaj¹cych iloœciowo na zakres mo¿liwego b³êdu anali-zy tempa depozycji, istnieje wiele innych, jakoœciowychograniczeñ, które nale¿y braæ pod uwagê przy interpretacjiwyników. Przyk³adowo, z uwagi na ograniczenia co doszczegó³owoœci podzia³u stratygraficznego oraz

szczegó³owoœci danych geochronologicznych, tempodepozycji jest czêsto uœredniane w obrêbie jednostek,zawieraj¹cych pakiety zarówno o przewadze frakcji ila-sto-mu³owcowej, jak i o przewadze frakcji piaszczystej.Tempa depozycji takich pakietów ró¿ni¹ siê zasadniczo, aich uœredniona wartoœæ nie jest w pe³ni reprezentatywna. Wbasenach fliszowych jest znane zjawisko erozji podmor-skiej przez pr¹dy zawiesinowe, czego przyk³adem mog¹byæ wciêcia fluksoturbidytowych piaskowców ciê¿kowic-kich w podœcielaj¹ce je pstre ³upki. Powoduje to, ¿e zacho-wana mi¹¿szoœæ osadów podœcielaj¹cych jest mniejsza odpierwotnej, a zatem ni¿sze jest tempo depozycji wyliczanedla takich utworów. Znaczenie dla mi¹¿szoœci zdeponowa-nych osadów, a zatem równie¿ dla odtwarzanego tempadepozycji, ma równie¿ pojemnoœæ lokalnych depocentrów.Ta sama iloœæ materia³u, osadzona w w¹skim depocentrumpowoduje ich nagromadzenie o wiêkszej mi¹¿szoœci, ni¿gdyby zosta³ on rozprowadzony po obszernym zbiorniku.

Na tempo dostawy materia³u do basenu wp³ywaæ mo¿erównie¿ wiele czynników, modyfikuj¹cych procesy erozjiw obszarach Ÿród³owych, a nie zwi¹zanych z ich tekto-niczn¹ aktywnoœci¹. S¹ to na przyk³ad zmiany lokalnejbazy erozyjnej spowodowane przez krótko- i d³ugoczaso-we, eustatyczne zmiany poziomu morza (ryc. 2). Ponadtowa¿nym czynnikiem mo¿e byæ wp³yw zmian klimatu naproces erozji, czego przyk³adem s¹ procesy zachodz¹ce naprze³omie eocenu i oligocenu (Van Couvering i in., 1981;Leszczyñski, 2000). Tempo dostawy materia³u do basenu

880

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

wys

oki

hig

h

nis

kilo

w

otwartomorskie wapienie krzemionkoweopen marine cherty limestone

p³ytkomorskie wêglanyshallow marine carbonates

piaskowce i zlepieñce grubo³awicowethick-bedded sandstones& conglomerates

przek³adaj¹ce siê cienko- i œrednio--³awicowe piaskowce i ³upkialternating thin- to medium--bedded sandstones & shalesspongiolity cienko- i œrednio³awicoweprzek³adaj¹ce siê z ³upkamithin- to medium-bedded spongilitesalternating with shales

gezy cienko- i œrednio³awicoweprzek³adaj¹ce siê z ³upkamithin- to medium-bedded gaizesalternating with shales

osuwiska podmorskie i sp³ywy mu³owesubmarine slumps and mud flows

³upki czarne, brunatne i zieloneblack, brown & dark green shales

³upki ciemnoszare, szare i zielonkawedark grey, grey and greenish shales

³upki oliwkowozieloneolive green shales

³upki pstre (czerwone i zielone)variegated shales (red & green)

margle i ³upki pstre (zielone i czerwone)variegated marls & shales (green & red)

margle be¿owe i szarebeige & grey marls

wapienie arenitowearenitic limestones

wapienie pelitycznepelitic limestones

rogowcecherts

margle czêœæiowo redeponowanemarls partially redeposited

obszar Ÿród³owy dlamateria³u detrytycznegodetritus source area

otwartomorskiewapienie bulasteopen marinenodular limestone

p³ytkomorskie osady klastyczneshallow marine clastic deposits

kontynentalne do p³ytkomorskich zlepieñcecontinental to shallow marine conglomerates

STRATYGRAFIASTRATIGRAPHY

JEDNOSTKI TEKTONICZNO-FACJALNE

jedn. podœl¹skaSubsilesian Unit

jedn. skolskaSkole Unit

jednostka œl¹skaSilesian Unit

jedn. dukielskaDukla Unit

PMFM

jednostka magurskaMagura Unit

pal

eogen

Pal

eogen

e

miocenMioceneNg

oligocenOligocene

eocenEocene

paleocenPaleocene

mastrychtMaastrichtian

kred

aC

reta

ceous

kampanCampanian

santon San.koniak Con.turon Tur.

barrem Brm.

albAlbian

aptAptian

hoteryw Hau.

walan¿yn Vlg.

berias Ber.

jura

Jur.

tytonTithonian

cenoman Cen.

TECTONO-FACIES UNITSGLOBALNY

POZIOMMORZA

EUSTATICSEA LEVEL

odk³utedetached odk³ute

detached

odk³utedetached

odk³utedetached odk³ute

detached

zerodowaneeroded

pó³n

ocn

eobrz

e¿en

ie(w

schód)

Nort

her

nri

m(e

ast)

wyn

iesi

enie

œl¹s

kie

Sile

sian

ridge

pó³n

ocn

eobrz

e¿en

ie(z

achód)

Nort

her

nri

m(w

est)

wyn

iesi

enie

po³u

dnio

wom

agurs

kie

South

ern

Mag

ura

ridge

??

wyn

iesi

enie

œl¹s

kie

?S

ilesi

anri

dge

?

?

niecka podhalañskaPodhale Trough

PP

S/jed

.G

rajc

arka

PK

B/G

rajc

arek

Unit

pie

niñ

ski p

assk

a³ko

wy

?P

ienin

yK

lippen

Bel

t?

zerodowaneeroded

Ryc. 2. Uproszczony schemat litostratygraficzny basenów sedymentacyjnych zachodnich Karpat zewnêtrznych (oparty na Leszczyñski &Malik, 1996, a tak¿e: Ksi¹¿kiewicz, 1962; Koszarski, 1985; Oszczypko, 2004; uzupe³niony). PM — jednostka przedmagurska. PPS —pieniñski pas ska³kowyFig. 2. Simplified lithostratigraphic scheme of the Western Outer Carpathian sedimentary basins (based on Leszczyñski & Malik, 1996, aswell as: Ksi¹¿kiewcz, 1962; Koszarski, 1985; Oszczypko, 2004; supplemented). FM — Fore-Magura unit. PKB — Pieniny Klippen Belt

jest równie¿ zale¿ne od ewolucji systemu drena¿u w obsza-rze Ÿród³owym.

W przypadku basenów sedymentacyjnych Karpat zew-nêtrznych zmiany tempa depozycji w czasie s¹ na tyleznacz¹ce, ¿e wymienione powy¿ej potencjalne Ÿród³ab³êdu obliczeñ oraz ewentualne ograniczenia reprezenta-tywnoœci wyników nie maj¹ zasadniczego wp³ywu naprzedstawion¹ interpretacjê. Z kolei w przypadku kredo-wych i paleoceñskich utworów detrytycznych pieniñskie-go pasa ska³kowego reprezentatywnoœæ obliczonychwartoœci ogranicza stopieñ ich tektonicznych deformacji,w tym mo¿liwe, znacz¹ce skrócenia tektoniczne profili(Krobicki i in., 2006).

Analiza tempa depozycji — rezultaty

Analizê tempa depozycji przeprowadzono dla 38 syn-tetycznych profili zestawionych przez autorów pracy,reprezentuj¹cych zachodnie Karpaty zewnêtrzne, w tym 1dla jednostki grajcarka, 14 dla jednostki magurskiej, 4 dlajednostki dukielskiej, 13 dla jednostki œl¹skiej, wliczaj¹cstrefê przeddukielsk¹, 3 dla jednostki podœl¹skiej oraz 3 dlajednostki skolskiej (lokalizacja: ryc. 1). Uzupe³niaj¹cowykonano analizê dla 18 profili obejmuj¹cych detrytyczneutwory kredy i paleocenu pieniñskiego pasa ska³kowego(Krobicki i in., 2006), 1 profilu ze strefy podhalañskiejpaleogeñskiego basenu centralnych Karpat (PBCK) oraz 2profili z zapadliska przedkarpackiego. Ponadto w inter-pretacji uwzglêdniono tempo depozycji dolnokredowegofliszu wschodnich Karpat zewnêtrznych. Przyjêto, ¿e wprzypadku analizowanych basenów zmiany tempa depo-zycji s¹ w przewa¿aj¹cej mierze odbiciem tempa wpiêtrza-nia tektonicznego obszarów Ÿród³owych. Inne czynniki, wtym dyskutowane w poprzednim paragrafie, maj¹ mniejszeznaczenie.

Wyró¿niono kilka etapów rozwoju zachodnich Karpatzewnêtrznych, charakteryzuj¹cych siê odmienn¹ aktyw-noœci¹ Ÿróde³ materia³u detrytycznego, które koreluj¹ siê zzasadniczymi cyklami facjalno-depozycyjnymi (ryc. 2)

(por. np. Ksi¹¿kiewicz, 1962; Koszarski, 1985) oraz etapa-mi tektonicznej subsydencji/wypiêtrzania basenów (por.Poprawa i in., 2002, 2006).

Tyton–cenoman. Pierwszy etap rozwoju obejmujepóŸn¹ jurê (tyton), wczesn¹ kredê oraz cenoman i charakte-ryzuje siê on ogóln¹ tendencj¹ do zmniejszania siê tempadepozycji w czasie, przy czym w niektórych strefach ten-dencja ta jest wyraŸnie zaburzona w albie (ryc. 6a, b). Naj-starszym rozpoznanym osadem zachodnich Karpatzewnêtrznych jest w jednostce œl¹skiej allodapiczny fliszdolnych warstw cieszyñskich, reprezentuj¹cy tyton orazni¿sz¹ czêœæ dolnej kredy (berias–ni¿szy walan¿yn) —(ryc. 2). Osady te by³y deponowane stosunkowo szybko(ok. 165–40 m/mln lat), co mo¿na wi¹zaæ z synryftowymwypiêtrzaniem ekstensyjnych grzbietów i ich szybk¹ ero-zj¹. Interpretacja taka jest spójna z wnioskami wyni-kaj¹cymi z analizy subsydencji tektonicznej basenuœl¹skiego (Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002)oraz wykszta³ceniem facjalnym osadów (S³omka i in.,2002). Wysoki poziom oceanu œwiatowego w póŸnej jurze(Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2) pozwala suge-rowaæ, ¿e przyœpieszona dostawa materia³u detrytycznegonie by³a efektem eustatycznie wywo³anego obni¿enia bazyerozyjnej.

We wczesnej kredzie, w czasie depozycji górnych³upków cieszyñskich oraz warstw wierzowskich i spaskich(ryc. 2), nastêpowa³o stopniowe zmniejszanie siê tempadepozycji do poni¿ej 40 m/mln lat, z przewag¹ wartoœci wzakresie 20–5 m/mln lat (ryc. 6a, b). Czêœæ tego okresu cha-rakteryzsowa³a siê niskim poziomem oceanu œwiatowego(Haq i in., 1988; Ross & Ross, 1990; ryc. 2), zatem os³abie-nia dostawy materia³u detrytycznego nie mo¿na t³umaczyæeustatycznie wywo³anym zalewaniem obszarówŸród³owych. Wobec powy¿szego przyjêto, ¿e zanikanieaktywnoœci stref Ÿród³owych œródbasenowych oraz bezpo-œrednio obrze¿aj¹cych baseny wi¹za³o siê z wygasaniemekstensji i przejœciem systemu Karpat zewnêtrznych dofazy regionalnej, poryftowej subsydencji termicznej(Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in., 2002).

881

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

3000 m

500 m

0 m

1500 m

Rozmiarysyn- do post-orogencznej erozji:Magnitudeof syn- to post-orogenic erosion:

4060 50708090100110120130140150 10 02030

juraJurassic

tyto

n

ber

ias

wal

an¿y

nhote

ryw

bar

rem

apt

alb

cenom

an

kam

pan

mas

tryc

ht

pal

eoce

n

eocen

olig

oce

n

mio

cen

wczesna kredaEarly Cretaceous

póŸna kredaLate Cretaceous

paleogenPaleogene

neogenNeogene

wiek liczbowy (mln lat) numerical age (Ma)

tem

po

dep

ozy

cji (

m/m

lnla

t)d

epo

siti

on

rate

(m/M

y)

konia

ktu

ron

santo

n

plio

cen

800

700

600

500

400

300

200

100

0

Ryc. 4. Zale¿noœæ wyliczanego tempa depozycji od przyjêtychrozmiarów syn- i post-orogenicznej erozji dla przyk³adowego pro-filu (nr 15). Rycina ilustruje, i¿ trudnoœci w okreœleniu orogenicz-nego pogr¹¿enia analizowanych utworów rzutuj¹ g³ównie natempo depozycji rekonstruowane dla najwy¿szej czêœci profilibasenówFig. 4. Dependence of calculated deposition rate on assumedmagnitude of syn- to post-orogenic erosion. An example for a sec-tion Nr 15. Figure shows, that possible uncertainties in designatingorogenic burial of the analyzed sediments affects reconstructeddeposition rates mainly for the top part of the section

4060 50708090100110120130140150 10 02030

juraJurassic

tyto

n

ber

ias

wal

an¿y

nhote

ryw

bar

rem

apt

alb

cenom

an

kam

pan

mas

tryc

ht

pal

eoce

n

eocen

olig

oce

n

mio

cen

wczesna kredaEarly Cretaceous

póŸna kredaLate Cretaceous

paleogenPaleogene

neogenNeogene

wiek liczbowy (mln lat) numerical age (Ma)

tem

po

dep

ozy

cji (

m/m

lnla

t)d

epo

siti

on

rate

(m/M

y)

konia

ktu

ron

santo

n

plio

cen

bez dekompacjiwithout decompaction

Falvey & Middleton (1981)

Baldwin & Butler (1985)

Sclater & Christie (1980)

Dekompacja wg algorytmu:Decompaction accordingto algorithm of:

800

700

600

500

400

300

200

100

0

Ryc. 3. Zale¿noœæ wyliczanego tempa depozycji od przyjêtegoalgorytmu dekompakcji dla przyk³adowego profilu (nr 15). Ryci-na ilustruje stosunkowo niewielkie ró¿nice miêdzy wariantamiprzyjmuj¹cymi poszczególne algorytmy oraz wyraŸnie ni¿szewartoœci wyliczane bez uwzglêdnienia poprawki na dekompakcjêFig. 3. Dependence of calculated deposition rate on applied algori-thm of decompaction. An example for a section Nr 15. Figure showslack of considerable difference between results obtained accordingto alternative decompaction models, however notably lower valuesare obtained if decompaction in not included in a model

W barremie, apcie i albie, tj. w czasie depozycjipiaskowców grodziskich i warstw lgockich (ryc. 2), w zew-nêtrznej czêœci basenu (strefa œl¹ska i podœl¹ska) lokalnienast¹pi³ wzrost tempa depozycji do ok. 50–100 m/mln lat(ryc. 6a, b). Jako ¿e zjawisko zachodzi³o w czasie wzrostupoziomu oceanu œwiatowego (Haq i in., 1988; Ross &Ross, 1990; ryc. 2), przyjêto ¿e znamionuje ono wznowie-nie aktywnoœci tektonicznej i wypiêtrzania, g³ównie wstrefie zewnêtrznego, tj. pó³nocnego we wspó³czesnymuk³adzie geograficznym, obrze¿enia basenu.

Faza przyœpieszonej depozycji w apcie i albie przypadana okres, w którym mia³a miejsce gwa³towna depozycjafliszowa we wschodnich Karpatach. W strefie Teleajentempo depozycji dla barremsko-apckiego fliszu Plaieºi iToroclej przewy¿sza³o 100 m/mln lat, zaœ dla albsko-ceno-mañskiego fliszu konwolutnego i fliszu Cotumba mieœci³osiê w zakresie wysokich wartoœci ok. 100–300 m/mln lat.W strefie Ceahlau barremsko-albski flisz Sinmartin Bodocoraz flisz Ceahlau cechowa³y siê tempem depozycji od 50do ponad 150 m/mln lat, podobnie jak flisz Burkut i BilaTisa w strefie porkuleckiej (wg ¯ytki, 1999, odpowiednikstrefy dukielskiej) i flisz Vovchij–Rakhiv w strefierachowskiej. Powy¿sze wartoœci obliczono na podstawieprofili, podanych w pracy ¯ytki (1999).

Gwa³towna depozycja utworów wy¿szej czêœci dolnejkredy we wschodnich Karpatach by³a w przybli¿eniu rów-noczesna z faz¹ deformacji orogenicznych w œrodkowych izewnêtrznych Dacydach (Sãndulescu, 1988). Ponadtorównoczeœnie w centralnych Karpatach zachodzi³a kolizja,zwi¹zana z subdukcj¹ oceanicznej b¹dŸ zoceanizowanejskorupy po³udniowopenniñskiej (Mišík & Marschalko,1988; Sãndulescu, 1988; Dercourt i in., 1990). Mo¿nazatem przyj¹æ, ¿e uaktywnienie obszarów Ÿród³owychzachodnich Karpat zewnêtrznych by³o genetyczniepowi¹zane z tymi procesami.

Na tym tle kontrastuj¹ profile polskiej czêœci basenówpieniñskiego pasa ska³kowego, reprezentuj¹ce pale-ogeograficzn¹ strefê po³o¿on¹ na pó³noc od grzbietuAndrusova. Niezale¿nie od sukcesji i formacji skalnej tem-po depozycji apcko-albskich utworów by³o bardzo niskie iwynosi³o dla utworów poszczególnych formacji odpo-wiednio (Krobicki i in., 2006): od poni¿ej 1 do 15 m/mln latdla formacji z Pomiedznika, poni¿ej 1 m/mln lat dla formacjiz Chmielowej, od poni¿ej 1 do 2 m/mln lat dla formacji zKapuœnicy oraz ok. 3 m/mln lat dla formacji wroniñskiej.Wnosiæ mo¿na z tego, ¿e obszar depozycji utworów pie-niñskiego pasa ska³kowego, którego niektóre strefy jeszczew barremie by³y erodowane, stanowi³ w apcie i albie strefêpodmorskiego wyniesienia. Powy¿szy wniosek nie doty-czy sukcesji klapskiej, wed³ug Mišíka & Marschalko(1988) po³o¿onej na pó³noc, zaœ wed³ug Birkenmajera(1988) na po³udnie od wyniesienia Andrusova. W strefie tejw okresie od póŸnego albu do cenomanu (wczesnego turo-nu ?) zdeponowane zosta³o nawet do 600–1000 m g³êboko-morskich fliszowych turbidytów oraz p³ytkomorskichpiaskowców z Orlové (Birkenmajer, 1988). Ich uœrednionetempo depozycji wynosi³o co najmniej 60–100 m/mln lat.

W cenomanie w facjalnie i geometrycznie ujednolico-nym basenie Karpat zewnêtrznych by³y deponowane pela-giczne ³upki pstre i ³upki radiolariowe (ryc. 2),charakteryzuj¹ce siê bardzo niskim tempem depozycji(ryc. 6a, b). Zanik dostawy materia³u detrytycznego zobszarów Ÿród³owych po czêœci wynika z wysokiegopoziomu œwiatowego oceanu (Haq i in., 1988; Ross &Ross, 1990; ryc. 2), po czêœci zaœ wi¹zaæ siê mo¿e z konty-nuuj¹c¹ siê poryftow¹ subsydencj¹ termiczn¹ systemuKarpat zewnêtrznych (por. Poprawa & Malata, 1996;Poprawa i in., 2002).

Turon–paleocen. Pocz¹wszy od turonu rozpoczê³a siêzasadnicza przebudowa obszarów Ÿród³owych, znamio-nuj¹ca drugi etap rozwoju zachodnich Karpat zewnêtrz-

nych, kontynuuj¹cy siê do paleocenu. Charakteryzuje siêon wysokim tempem depozycji materia³u detrytycznegooraz diachronizmem (por. Unrug, 1968) i os³abieniem tegoprocesu z zachodu na wschód (ryc. 6a, b). W indywiduali-zuj¹cym siê wówczas basenie œl¹skim by³y deponowaneutwory warstw godulskich i istebniañskich (ryc. 2), zasila-ne od po³udnia z wyniesienia œl¹skiego. W zachodniejczêœci basenu, której osady wystêpuj¹ dziœ w BeskidzieMorawskim i Œl¹skim, tempo depozycji osi¹ga³o bardzowysokie wartoœci, maksymalnie wynosz¹ce ok. 500 m/mlnlat w turonie oraz 280 m/mln lat w koniaku–santonie (ryc.6a). W tej strefie wyraŸnie ni¿sze by³o kampañskie,mastrychckie i paleoceñskie tempo depozycji, œredniowynosz¹ce ok. 50–70 m/mln lat. Przesuwaj¹c siê kuwschodowi w basenie œl¹skim maksymalne, osi¹gane natym etapie rozwoju tempo depozycji by³o coraz ni¿sze,przy czym w poszczególnych profilach by³o wiêksze wpóŸnym senonie i paleocenie ni¿ w wczesnym senonie(ryc. 6a, b). We wschodniej czêœci jednostki œl¹skiej wsenonie i paleocenie tempo dostawy materia³u by³o ponad-to wy¿sze w jej pó³nocnej ni¿ po³udniowej czêœci, zaœ mak-symalne jego wartoœci nie przekracza³y 200 m/mln lat.

W basenie skolskim, oddzielonym od basenu œl¹skiegopowsta³ym w turonie wyniesieniem wêglowieckim, rów-nie¿ zauwa¿alny jest santoñsko-mastrychcki i paleoceñskiwzrost tempa dostawy materia³u detrytycznego w stosunkudo wczesnej kredy oraz pocz¹tku póŸnej kredy (ryc. 6b).Wartoœci tempa depozycji warstw ropianieckich (inocera-mowych) by³y jednak zdecydowanie ni¿sze ni¿ warstwistebniañskich w basenie œl¹skim i siêga³y maksymalnie50–60 m/mln lat. W omawianym okresie basen skolski by³zasilany materia³em detrytycznym ze swego pó³nocnegoobrze¿enia, po³o¿onego na zewn¹trz systemu basenów fli-szowych. W przypadku tego Ÿród³a, w przeciwieñstwie do

882

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

Geochronologiaza tabel¹ stratygraficzn¹ wg:Geochronology accordingto stratigraphic chart by:

Cowie & Bassett (1989)

Ogg (2003)

Gradstein & Ogg (1996)

Harland et al. (1990)

4060 50708090100110120130140150 10 02030

juraJurassic

tyto

n

ber

ias

wal

an¿y

nh

ote

ryw

bar

rem

apt

alb

cenom

an

kam

pan

mas

tryc

ht

pal

eoce

n

eocen

olig

oce

n

mio

cen

wczesna kredaEarly Cretaceous

póŸna kredaLate Cretaceous

paleogenPaleogene

neogenNeogene

wiek liczbowy (mln lat) numerical age (Ma)

tem

po

dep

ozy

cji (

m/m

lnla

t)d

epo

siti

on

rate

(m/M

y)

konia

ktu

ron

santo

n

plio

cen

800

700

600

500

400

300

200

100

0

Ryc. 5. Zale¿noœæ wyliczanego tempa depozycji od danych geo-chronologicznych, przyjêtych dla poszczególnych wydzieleñ stra-tygraficznych w obrêbie przyk³adowego profilu (nr 15) w oparciuo alternatywne tabele stratygraficzne. Rycina ilustruje, i¿ dlawydzieleñ obejmuj¹cych wzglêdnie d³ugi przedzia³ czasu geolo-gicznego mo¿liwe b³êdy przy okreœlaniu ich liczbowego wieku niemaj¹ znacz¹cego wp³ywu na uzyskiwane wyniki, natomiast wprzypadku wydzieleñ obejmuj¹cych wzglêdnie krótki przedzia³czasu zaœ mog¹ byæ znacz¹ceFig. 5. Dependence of calculated deposition rate on geochrono-logy of stratigraphic unit in the exemplary section (No 15) adoptedaccording to alternative stratigraphic charts. Figure shows that forstratigraphic units being equivalent of relatively long time span thepossible uncertainties in adopting numerical ages has no signifi-cant impact of obtained results. This is however not valid for strati-graphic units being equivalent of relatively short time span.

wyniesienia œl¹skiego, znaczeniedla intensyfikacji dostawy mate-ria³u teoretycznie mog³a mieæ,oprócz tektonicznego wypiêtrza-nia, tak¿e zmiana systemu drena-¿u. W podœl¹skiej strefie facjalnejtempo depozycji utworów górnejkredy i paleocenu by³o stosunko-wo niskie (ryc. 6a, b) i w wiêkszo-œci przypadków mieœci³o siê wzakresie 5–30 m/mln lat,wyj¹tkowo zaœ siêga³o 50 m/mlnlat.

W dukielskiej strefie facjalnejtempo depozycji utworówkoniacko-kampañskich równie¿by³o stosunkowo niskie i wyno-si³o ok. 20–40 m/mln lat (ryc. 6b).W czasie depozycji utworówmastrychtu oraz ni¿szego pale-ocenu, g³ównie warstw ciœnia-ñskich (ryc. 2), jego wartoœciwyraŸnie wzros³y do ok. 70–130m/mln lat. Zjawisko wzmagaj¹cejsiê ówczeœnie w tej strefie dosta-wy materia³u detrytycznegonawi¹zuje w pewnym stopniu dozdarzenia obserwowanego wewschodniej czêœci basenuœl¹skiego (ryc. 6b).

PóŸnokredowa i paleoceñskaaktywnoœæ obszarów Ÿród³owychzachodniej czêœci basenu œl¹skie-go nie znajdywa³a bezpoœredniegoodzwierciedlenia w po³o¿onymdalej na po³udnie baseniemagurskim. Tempo depozycjiutworów koniaku–santonu by³otu wzglêdnie niskie, ok. 10–20m/mln lat, wyj¹tkowo siêga³o 40m/mln lat (ryc. 6a, b). Podobnetempo depozycji, jak w strefiekrynickiej, charakteryzowa³ostrefê Grajcarka, w których tostrefach by³y deponowane ³upkipstre formacji z Malinowej(turon–kampan). W czasie depo-zycji utworów kampa-nu–mastrychtu w niektórychstrefach nast¹pi³ umiarkowanywzrost dostawy materia³u detry-tycznego, wyra¿aj¹cy siê tempemdepozycji mieszcz¹cym siêzazwyczaj w zakresie 15–35m/mln lat, choæ w kilku przypad-kach, g³ównie w strefie racza-ñskiej i siar (np. warstwy zJaworzynki oraz piaskowce zMutnego), wyj¹tkowo siê-

883

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006te

mpo

depo

zycj

i (m

/mln

lat)

depo

sitio

nra

te(m

/My)

500

100

100

400

500

100

100300

300

200

500

tem

pode

pozy

cji (

m/m

lnla

t)de

posi

tion

rate

(m/M

y)

500

500

300

400

100

100

400

500

tem

pode

pozy

cji (

m/m

lnla

t)de

posi

tion

rate

(m/M

y)

200

300

300

100

300

500

500

1000

500

400

400

300

100

100

300

300

300

300

tem

pode

pozy

cji (

m/m

lnla

t)de

posi

tion

rate

(m/M

y)

500

300

200

300

1900

19 (Fd)

18 (Ss)

16 (Sl)

17 (Ss)

3 (Mg-B)

15 (Sl)

14 (Sl)

13 (Sl)

12 (Sl)

11 (Sl)

10 (Sl)

9 (Sl)

8 (Mg-S)

7 (Mg-R)

6 (Mg-R)

5 (Mg-B)

4 (Mg-B)

2 (Mg-K)

1 (Ph)

1000

50100150 04060708090110120130140 102030

juraJur.

wczesna kredaEarly Cretaceous

pó¿na kredaLate Cretac.

paleogenPaleogene

neogenNeogene

Tth

Ber

Vlg

Hau

Brm

Apt

Alb

Cen

Tur

Con

San

Cmp

Maa

Pal

Eoc

Oli Pli

Ple

wiek (mln lat) age (Ma)

Mio

41 - (Fd)

40 (Sk)

39 (Sk)

36 (Sl)

38 (Sk)

37 (Ss)

27 (Mg-S)

34 (Sl)

33 (Sl)

32 (Sl)

31 (Dk)

29 (Dk)

30 (Dk)

28 (Dk)

26 (Mg-S)

25 (Mg-R)

23 (Mg-B)

21 (Mb-K)

35 - (Sl)

22 (Mb-K)

24 (Mg-B)

20 (Gr)

50100150 04060708090110120130140 102030

juraJur.

wczesna kredaEarly Cretaceous

pó¿na kredaLate Cretac.

paleogenPaleogene

neogenNeogene

Tth

Ber

Vlg

Hau

Brm

Apt

Alb

Cen

Tur

Con

San

Cmp

Maa

Pal

Eoc

Oli Pli

Ple

wiek (mln lat) age (Ma)

Mio

Ryc. 6. Wykresy zmian tempa depozycji osadów w skali czasowej dla poszczególnych, analizowanych profili, zestawione wzd³u¿regionalnych przekrojów przez (A) zachodni¹ oraz (B) wschodni¹ czêœæ zachodnich Karpat zewnêtrznych. Lokalizacja profili na ryc. 1.Ph — niecka podhalañska; Gr — jednostka Grajcarka; Mg–K — jednostka magurska, strefa krynicka; Mg–B — jednostka magurska,strefa bystrzycka; Mg–R — jednostka magurska, strefa raczañska; Mg–S — jednostka magurska, strefa Siar; Dk — jednostka dukielska;Sl — jednostka œl¹ska; Ss — jednostka podœl¹ska; Sk — jednstka skolska; Fd — zapadlisko przedkarpackie. Dyskusja w tekœcieFig. 6. Changes of deposition rate with time for the analyzed sections, compiled for the regional transects through (A) western and (B)eastern part of the Western Outer Carpathians. See fig. 1 for location of the profiles. Ph — Podhale Trough; Gr — Grajcarek unit;Mg–K — Magura unit, Krynica zone; Mg–B — Magura unit, Bystrzyca zone; Mg–R — Magura unit, Racza zone; Mg–S — Maguraunit, Siary zone; Dk — Dukla unit; Sl — Silesian unit; Ss — Subsilesian unit; Sk — Skole unit; Fd — foredeep of the Outer Carpa-thians. See text for discussion

gaj¹cym 50–110 m/mln lat (por. Oszczypko, 2004). Wpaleocenie nastêpowa³o dalsze przyœpieszenie dostawymateria³u do basenu magurskiego, a ówczesne tempodepozycji osi¹ga³o wartoœci od ok. 20 m/mln lat (np. strefakrynicka) do ok. 110 m/mln lat (np. strefa Siar). Niecowy¿sze ni¿ w strefie krynickiej by³o maksymalne paleoce-ñskie tempo depozycji utworów z jednostki Grajcarka,wynosz¹ce do 60–70 m/mln lat (ryc. 6b). W póŸnej kredziei paleocenie w wewnêtrznej, krynickiej strefie obserwujesiê ogólnie ni¿sze tempo depozycji ni¿ w strefach bystrzyc-kiej, raczañskiej i siar (ryc. 6a, b).

Tempo depozycji utworów górnej kredy w tych sukcesjachpieniñskiego pasa ska³kowego, które paleogeograficznieby³y po³o¿one na pó³noc od wyniesienia Andrusova okre-œlono jako bardzo niskie i dla wiêkszoœci formacji zawie-ra³o siê w zakresie od poni¿ej 1 do 3 m/mln lat (Krobicki iin., 2006). Czêœciowo poza tym zakresem mieœci siê jedy-nie tempo depozycji utworów formacji z Jaworek (1–8m/mln lat) oraz formacji sromowieckiej (4–18 m/mln lat).S¹ to zatem wartoœci ni¿sze ni¿ równowiekowych osadówwystêpuj¹cych w po³udniowej strefie jednostki magurskiej.Natomiast w sukcesji myjawskiej, po³o¿onej na po³udnieod wyniesienia Andrusova, obserwuje siê wy¿sze tempodepozycji utworów zasilanych z tego obszaru Ÿród³owego,w okresie od póŸnego turonu do mastrychtu wynosz¹ceœrednio do 20–40 m/mln lat.

Zjawisko gwa³townej erozji w póŸnej kredzie, zw³asz-cza w turonie–wczesnym kampanie, obszarów Ÿród³owychdla zachodniej czêœci basenu œl¹skiego przypada³o na okreswysokiego poziomu œwiatowego oceanu (Haq i in., 1988;Ross & Ross, 1990; ryc. 2), zatem w tym wypadku tekto-niczne wypiêtrzanie grzbietu œl¹skiego by³o dominuj¹cym,jeœli nie wy³¹cznym czynnikiem jego ods³aniania na erozjê.Tendencja do spadku poziomu œwiatowego oceanu zazna-cza³a siê wyraŸniej dopiero w póŸnym kampanie,mastrychcie i paleocenie (Haq i in., 1988; Ross & Ross,1990; ryc. 2). Wówczas wiêc eustatyczne obni¿enie bazyerozyjnej w obszarze Ÿród³owym mog³o, oprócz niew¹tpli-wego wypiêtrzania tektonicznego, przyczyniæ siê do wyso-kiego tempa dostawy materia³u detrytycznego do basenówfliszowych. Bior¹c pod uwagê tektoniczne wypiêtrzeniezewnêtrznych stref basenów Karpat zewnêtrznych w póŸ-nej kredzie (Poprawa & Malata, 1996; Poprawa i in.,2002), ich inwersjê tektoniczn¹ (Nemèok i in., 2001) orazrelacje tektoniczne alpidów do p³yty europejskiej na ichprzedpolu (np. Ziegler i in., 1995), mo¿na przyj¹æ, ¿ewypiêtrzanie obszarów Ÿród³owych Karpat fliszowychwi¹za³o siê z procesami kolizyjnego skracania i re¿imemkompresyjnym (por. Poprawa i in., 2004).

PóŸny paleocen–miocen. W póŸnym paleocenie orazw eocenie, w stopniowo ujednolicanym facjalnie i geome-trycznie basenie na przedpolu strefy magurskiej, obej-muj¹cym œl¹sk¹, podœl¹sk¹ i skolsk¹ strefê facjaln¹ (ryc.2), nast¹pi³o zdecydowane os³abienie dostawy materia³udetrytycznego. Eoceñskie tempo depozycji w strefieskolskiej wynosi³o ok. 10–30 m/mln, zaœ w strefiepodœl¹skiej jedynie 1–10 m/mln lat (ryc. 6a, b). Z kolei wstrefie œl¹skiej przewa¿a³y wartoœci w zakresie 15–40m/mln, za wyj¹tkiem kilku profili, w których pocz¹tkiemeocenu mog³o ono siêgaæ 60–70 m/mln lat.

W przypadku œl¹skiej strefy facjalnej utrudnieniem winterpretacji wyników jest ich uœrednianie dla kon-trastuj¹cych typów facjalnych, jak eoceñskie i³owce orazpiaskowce ciê¿kowickie (ryc. 2) — (por. Dziadzio i in.,2005). Niemniej jednak w eocenie zaznacza³o siê os³abie-nie aktywnoœci grzbietu œl¹skiego. Wprawdzie pochodzi³ zniego materia³ piaskowców ciê¿kowickich, jednak istotnyudzia³ w ówczesnej ekspozycji na erozjê tego wyniesieniamog³y mieæ eustatyczne zmiany poziomu morza (por. Jan-kowski, 2000; ryc. 2). Przemawia za tym typ egzotyków,deponowanych wraz z piaskowcami ciê¿kowickimi.

Wystêpuj¹ tam bowiem, oprócz zró¿nicowanych ska³krystalicznych, p³ytkomorskie wêglany, deponowane wtektonicznie spokojnych œrodowiskach (np. Bieda, 1968;Leszczyñski, 1981; Golonka i in., 2002). Zakres wieku,który obejmuj¹ egzotyki, np. wapieni algowych czy wapie-ni numulitowych œwiadczy, ¿e ten typ sedymentacji nagrzbiecie œl¹skim powtarza³ siê w okresachpoprzedzaj¹cych erozjê i depozycjê poszczególnych ogniwpiaskowców ciê¿kowickich. Okresy erozji i ich depozycjimo¿na wi¹zaæ z niskimi poziomami oceanu œwiatowego,zaœ okresy zalewania grzbietu œl¹skiego i osadzania siêutworów w facjach litotamniowo-numulitowych z wysoki-mi poziomami œwiatowego oceanu.

W kontraœcie do powy¿ej omówionych stref basenuKarpat zewnêtrznych, w basenie magurskim zaznacza³ siêw eocenie systematyczny wzrost dostawy materia³u, z ten-dencj¹ do diachronizmu tego procesu od stref wewnêtrz-nych ku zewnêtrznym (ryc. 6a, b). We wczesnym eoceniew strefie krynickiej tempo depozycji materia³u dostarcza-nego z wyniesienia po³udniowomagurskiego mieœci³o siêw szerokim zakresie od 25–420 m/mln lat, z czego wy¿szewartoœci zbli¿aj¹ siê do zakresu póŸnokredowego tempadepozycji w zachodnim basenie œl¹skim. Dla strefybystrzyckiej wczesnoeoceñskie tempo depozycji by³oznacznie ni¿sze i wynosi³o ok. 15–95 m/mln lat, zaœ dlastref raczañskiej i siar zaledwie 10–30 m/mln lat. Nato-miast w po³o¿onym na po³udnie od basenu magurskiegoobszarze przysz³ego PBCK brak jest osadów tego wieku.Obserwowany wzrost dostawy materia³u z wyniesieniapo³udniowomagurskiego koreluje siê w czasie zwczesnoeoceñskim zanikiem aktywnoœci innego obszaruŸród³owego, po³o¿onego pomiêdzy strefami Karpat zew-nêtrznych i wewnêtrznych, tj. wyniesienia Andrusova (por.Birkenmajer, 1988).

Œrodkowoeoceñskie tempo depozycji dla strefy krynic-kiej utrzymywa³o siê nadal w zakresie wysokich wartoœci iwynosi³o ok. 65–230 m/mln, podobnie jak dla strefybystrzyckiej (55–270 m/mln lat) (ryc. 6a, b). W strefachraczañskiej i siar by³o one ni¿sze ni¿ w strefach wewnêtrz-nych (10–120 m/mln lat), choæ w poszczególnych profi-lach jest widoczny jego wzrost w stosunku do wczesnegoeocenu. Gwa³towna dostawa materia³u detrytycznego dobasenu magurskiego kontynuowa³a siê w póŸnym eocenie(ryc. 6a, b). Ówczesne tempo depozycji wynosi³o: w strefiekrynickiej i bystrzyckiej odpowiednio 400–15 m/mln lat i270–10 m/mln lat z tendencj¹ do zmniejszania siê w czasie,zaœ w strefie raczañskiej i siar odpowiednio 210–800 m/mlnlat i 100–400 m/mln lat z tendencj¹ do wzrostu w czasie.

Wyniesienie po³udniowomagurskie, intensywnie zasi-laj¹ce w eocenie basen magurski, zlokalizowane by³opomiêdzy Karpatami centralnymi a zewnêtrznymi. Rozwa-¿ano równie¿ mo¿liwoœæ uto¿samienia tego wyniesienia zKarpatami centralnymi (Oszczypko, 2004). Jednak¿ekoncepcjê przyjmuj¹c¹ dostawê materia³u detrytycznegodo basenu magurskiego z Karpat centralnych ograniczafacjalne wykszta³cenie eoceñskich utworów PBCK (np.Passendorfer & Roniewicz, 1963), w tym jego pó³nocnejczêœci. Wyklucza ono bowiem mo¿liwoœæ spe³niania przezten obszar roli strefy transferu dla materia³u detrytycznegoutworów warstw magurskich. Œrodkowo- i póŸnoeoceñskiPBCK charakteryzowa³o przy tym wzglêdnie niskie tempodepozycji, w strefie podhalañskiej basenu nie przekra-czaj¹ce 20–45 m/mln lat (ryc. 6a).

W materiale dostarczanym w eocenie do basenumagurskiego z po³udnia pojawiaj¹ siê egzotyki wêglanówpochodz¹cych z erozji pieniñskiego pasa ska³kowego(Oszczypko, 1975; Hoffmann [W:] Oszczypko i in., 1992).Wskazuje to na transfer detrytusu do basenu magurskiegopoprzez tektonicznie wypiêtrzan¹ wówczas strefê pieniñ-skiego pasa ska³kowego. Za po³o¿eniem wyniesieniapo³udniowomagurskiego na po³udnie od strefy pieniñskiej

884

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

przemawia ponadto przypuszczalne wystêpowanie wpod³o¿u utworów jednostki magurskiej w strefie perypie-niñskiej oraz lokalnie w po³udniowych Morawach profilujury i dolnej kredy o wykszta³ceniu zbli¿onym do pieniñ-skiego pasa ska³kowego (np. Oszczypko, 2004). Zastrzecjednak nale¿y, ¿e przeciw takiej koncepcji œwiadcz¹znacz¹ce ró¿nice w sk³adzie egzotyków pochodz¹cych zmachstrycko-eoceñskich zlepieñców proèko-jarmuckichpieniñskiego pasa ska³kowego oraz z eoceñskich zlepie-ñców strefy krynickiej basenu magurskiego (Oszczypko iin., 2006). W obrêbie pieniñskiego pasa ska³kowego weocenie, oprócz wystêpowania stref erodowanych orazstref depozycji warstw jarmucko-proèkich, lokalnie osa-dza³y siê g³êbokowodne margle i ³upki pstre (rejon Ujaku iInovca; por. Ksi¹¿kiewicz, 1972). W basenie myjawskim,paleogeograficznie stanowi¹cym po³udniow¹ czêœæ strefydepozycji utworów pieniñskiego pasa ska³kowego, wystê-puj¹ ponadto dolno- do œrodkowoeoceñskie zlepiece zSul’ov o mi¹¿szoœciach rzêdu 300–700 m (Birkenmajer,1988), charakteryzuj¹ce siê tempem depozycji powy¿ej20–40 m/mln lat. Tak kontrastuj¹ce oboczniewykszta³cenie topograficzno-batymetryczne pieniñskiegopasa ska³kowego mog³o byæ efektem oddzia³ywania proce-sów tektonicznych, zwi¹zanych z rozwojem w obszarzewyniesienia po³udniowomagurskiego eoceñskiej strefykolizyjnego skracania.

W eocenie w dukielskiej strefie facjalnej nastêpowa³systematyczny wzrost dostawy materia³u detrytycznego,podobnie jak w basenie magurskim. W przypadku strefydukielskiej ówczesne wartoœci tempa depozycji s¹ jednakni¿sze i zawieraj¹ siê w zakresie 25–155 m/mln lat (ryc.6b).

W oligocenie nast¹pi³o niewielkie os³abienie dostawymateria³u detrytycznego do po³udniowej czêœci basenumagurskiego (strefy krynicka i bystrzycka), niemniej jed-nak tempo depozycji nadal utrzymywa³o siê w zakresiewysokich wartoœci, rzêdu 35–275 m/mln lat (ryc. 6a, b).Natomiast pó³nocna czêœci basenu magurskiego by³aintensywnie zasilana w oligocenie materia³em z pó³nocy,tj. ze Ÿród³a uto¿samianego z wyniesieniem œl¹skim.Ówczesne tempo depozycji dla strefy raczañskiej by³ozró¿nicowane w szerokim zakresie od 15 do nawet 800m/mln lat, zaœ w strefie siar wynosi³o ono ok. 240–500m/mln lat (ryc. 6a, b). Intensywna dostawa materia³u detry-tycznego nast¹pi³a równie¿ w strefie podhalañskiej PBCK,co wyra¿a tempo depozycji wyliczone dla oligoceñskiegofliszu podhalañskiego, mieszcz¹ce siê w zakresie 300–450m/mln lat (ryc. 6a).

Na pó³noc od basenu magurskiego, w ujednoliconymbasenie, obejmuj¹cym uprzednie facjalne strefy skolsk¹,podœl¹sk¹, œl¹sk¹ i dukielsk¹, rozpoczê³a siê w oligoceniedepozycja osadów kompleksu menilitowo-kroœnieñskiego(ryc. 2). We wczesnym oligocenie, w czasie depozycjiutworów warstw menilitowych, we wszystkich tych stre-fach, za wyj¹tkiem strefy dukielskiej, nast¹pi³o przyœpie-szenie depozycji w stosunku do eocenu (ryc. 6a, b). Wca³ym basenie, gdzie odbywa³a siê depozycja warstwmenilitowych, tempo depozycji by³o zbli¿one i zawiera³osiê w zakresie 15–130 m/mln, z przewag¹ wartoœci ok. 100m/mln lat.

Pod koniec wczesnego oligocenu utwory warstw meni-litowych zaczê³y byæ diachroniczne zastêpowane przezutwory warstw kroœnieñskich (ryc. 2), których sedymenta-cja trwa³a do wczesnego miocenu — ottnangu lub karpatu.Zmiana ta zwi¹zana by³a z gwa³townym wzrostem dosta-wy materia³u detrytycznego do basenu. Najwy¿sze tempodepozycji stwierdzono dla wschodniej czêœci strefyœl¹skiej, gdzie wynosi³o od 350 do ponad 900 m/mln lat(ryc. 6b). W strefie dukielskiej wynosi³o ono 140–430m/mln lat, w strefie podœl¹skiej ok. 180 m/mln lat, zaœ wstrefie skolskiej 215–330 m/mln lat (ryc. 6a, b). W

zachodniej czêœci basenu œl¹skiego tempo depozycji warstwkroœnieñskich wynosi³o 80–370 m/mln lat (ryc. 6a). Kie-runki transportu osadu i przes³anki facjalne wskazuj¹, ¿ewarstwy kroœnieñskie zasilane by³y zarówno od po³udnia,ze Ÿróde³ które pozycj¹ w stosunku do basenu odpowiada³yuprzedniemu grzbietowi œl¹skiemu, jak równie¿ z pó³nocy,z p³yty europejskiej (D¿u³yñski & Œl¹czka, 1959;Ksi¹¿kiewicz, 1962). W œwietle analizy tempa depozycjioba powy¿sze typy Ÿróde³ ulega³y w póŸnym oligoce-nie–wczesnym miocenie intensywnemu wypiêtrzaniu tek-tonicznemu.

Omówione tu zmiany tempa dostawy materia³u detry-tycznego do basenów Karpat zewnêtrznych w eocenie, oli-gocenie i wczesnym miocenie, podobnie jak ówczesn¹historiê ich subsydencji (Poprawa & Malata, 1996; Popra-wa i in., 2002) mo¿na wyt³umaczyæ stosuj¹c model pryzmyakrecyjnej. Eoceñska konwergencja akomodowana by³a wstrefie po³o¿onej na po³udnie od basenu magurskiego,powoduj¹c wypiêtrzanie obszarów Ÿród³owych (wyniesie-nia po³udniowomagurskiego) i dostarczanie du¿ej iloœcimateria³u dla synorogenicznych utworów warstwmagurskich. Fleksuralne uginanie p³yty na przedpolu stre-fy kolizji wp³ywa³o na ograniczenie aktywnoœci grzbietuœl¹skiego w eocenie. W oligocenie, wraz z rozszerzaniemsiê ku pó³nocy strefy deformacji kolizyjnych, nastêpowa³orozszerzanie siê w tym kierunku synorogenicznej depo-zycji, reprezentowanej wówczas przez utwory warstw kro-œnieñskich.

Wraz z odk³uciem od pod³o¿a osadowego wype³nieniabasenów Karpat zewnêtrznych oraz ich tektonicznymtransportem ku pó³nocy formowa³ siê basen zapadliskaprzedkarpackiego, którego niektóre strefy, szczególnie wukraiñskim segmencie Karpat, zosta³y zaanga¿owane wstruktury orogeniczne. W najogólniejszym, tektonofacjal-nym ujêciu osady tego basenu stanowi³y kontynuacjê syn-kolizyjnej, diachronicznej depozycji utworów warstwmagurskich oraz kroœnieñskich. Tempo depozycji w base-nie zapadliska przedkarpackiego wzrasta³o w czasie, a jegomaksymalne wartoœci by³y bardzo wysokie i siêga³y doponad 1000 m/mln lat w zachodniej czêœci basenu (ryc. 6a)oraz do ok. 2000 m/mln lat w jego wschodniej czêœci (ryc.b) — (Oszczypko, 1998).

Wnioski

Od tytonu do beriasu–wczesnego walan¿ynu, zacho-dzi³a wzglêdnie szybka depozycja (ok. 165–40 m/mln lat)utworów o charakterze allodapicznego fliszu oraz pod-morskich ruchów masowych. Ówczesna aktywnoœæ tekto-niczna w obszarach Ÿród³owych jest tu t³umaczona syn-ryftowym, ekstensyjnym wypiêtrzaniem grzbietów rozdzie-laj¹cych rowy tektoniczne prowadz¹cym do ich erozji.

Od walan¿ynu do cenomanu aktywnoœæ obszarówŸród³owych dla basenów zachodnich Karpat zewnêtrznychogólnie os³ab³a, co wyra¿a tendencja do obni¿ania siê tem-pa depozycji (przewa¿nie ok. 20–5 m/mln lat). Zjawiskotakie wyjaœniæ mo¿na poryftow¹, regionaln¹ subsydencj¹termiczn¹. Powy¿sza tendencja zosta³a zak³ócona w barre-mie, a w wiêkszym stopniu w apcie i albie, kiedy to lokal-nie, w zewnêtrznej czêœci basenu, tempo depozycji wzros³odo ok. 50–100 m/mln lat. Ówczesne wypiêtrzanie tekto-niczne pó³nocnego obrze¿enia basenów Karpat zewnêtrz-nych stanowi najprawdopodobniej oddŸwiêk fazydeformacji orogenicznych w œrodkowych i zewnêtrznychDacydach i/lub subdukcji w strefie penniñskiej. Niskieówczesne tempo depozycji obliczone dla stref pieniñskie-go pasa ska³kowego po³o¿onych na pó³noc od grzbietuAndrusowa (zazwyczaj 1–3 m/mln lat), pozwala sugero-waæ, ze apcie i albie stanowi³y one strefê podmorskiegowyniesienia.

885

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

W okresie od turonu do paleocenu w basenie œl¹skimtempo depozycji utworów dostarczanych z wyniesieniaœl¹skiego osi¹ga³o bardzo wysokie wartoœci, od ok. 500m/mln lat w jego zachodniej czêœci do ok. 200 m/mln lat wczêœci wschodniej. G³ówny impuls dostawy materia³uprzesuwa³ siê w czasie z zachodu na wschód. W póŸnymsenonie równie¿ w dukielskiej strefie facjalnej, a tak¿e wstrefach raczañskiej i siar basenu magurskiego obserwowa-ne jest podwy¿szenie tempa depozycji (odpowiednio dook. 70–130 m/mln lat oraz 50–110 m/mln lat) utworów,zasilanych prawdopodobnie z wyniesienia œl¹skiego.Stwierdzono, ¿e turoñsko-paleoceñsk¹ aktywnoœæ tekto-niczn¹ wyniesienia œl¹skiego wyt³umaczyæ mo¿na przyj-muj¹c, ¿e wyniesienie to stanowi³o strefê zakorzenionychdeformacji kompresyjnych oraz nasuniêæ.

Wzrost intensywnoœci dostawy materia³u w seno-nie–paleocenie jest obserwowany równie¿ w zasilanymprzez pó³nocne obrze¿enie basenie skolskim (tempo depo-zycji do ok. 50–60 m/mln lat). Wypiêtrzanie tego obszaruŸród³owego t³umaczone jest tutaj wp³ywem synkolizyjnejkompresji. Czynnik ten prawdopodobnie powodowa³ rów-nie¿ wypiêtrzanie strefy podœl¹skiej, charakteryzuj¹cej siêwzglêdnie niskim tempem depozycji (zazwyczaj ok. 5–30m/mln lat).

Dostawa materia³u detrytycznego do basenu magurskie-go ze strefy wyniesienia po³udniowomagurskiego by³a wpóŸnej kredzie s³aba, a w paleocenie nast¹pi³ jej niewielkiwzrost (od ok. 10 m/mln lat do ok. 40 m/mln lat). Basenpieniñskiego pasa ska³kowego, nie licz¹c sukcesjimyjawskiej po³o¿onej na po³udnie od wyniesienia Andru-sova, charakteryzowa³ siê bardzo niskim tempem depozy-cji utworów górnej kredy (zazwyczaj ok. 1 do 3 m/mln lat).W powi¹zaniu z proksymalnymi facjami piaskowców jar-muckich œwiadczy to, ¿e móg³ on wówczas stanowiæ strefêtransferu osadów z obszaru Ÿród³owego do basenumagurskiego, choæ nie znajduje to w pe³ni potwierdzenia wsk³adzie egzotyków.

W póŸnym paleocenie–eocenie nast¹pi³o zdecydowaneos³abienie aktywnoœci obszarów Ÿród³owych na przedpolustrefy magurskiej, zarówno wyniesienia œl¹skiego, jak ipó³nocnego obrze¿enia basenów Karpat zewnêtrznych.Odzwierciedleniem tego by³o niskie tempo depozycji wœl¹skiej, podœl¹skiej i skolskiej strefie facjalnej (prze-wa¿nie 1–40 m/mln, wyj¹tkowo do 70 m/mln lat). Zjawiskoto mo¿na wi¹zaæ z fleksuralnym uginaniem przedpola stre-fy kolizji, która na tym etapie po³o¿ona by³a na po³udnie odbasenu magurskiego. Istotn¹ rolê w ówczesnej ekspozycjina wietrzenie wyniesienia œl¹skiego, oprócz wygasaj¹cejaktywnoœci tektonicznej, mog³y mieæ eustatyczne zmianypoziomu morza.

W eocenie gwa³townie wzros³a aktywnoœæ wyniesieniapo³udniowomagurskiego, a tempo depozycji utworówdostarczanych z niego do basenu magurskiego siêga³o wstrefie krynickiej do ok. 420 m/mln lat. Ówczesne wypiê-trzanie tego obszaru Ÿród³owego powodowa³y najprawdo-podobniej deformacje kompresyjne i nasuwczezlokalizowane w strefie tego wyniesienia. Intensywnadostawa materia³u z tego Ÿród³a ku pó³nocy kontrastuje zwykszta³ceniem facjalnym i niskim tempem depozycji(maksymalnie do 20–45 m/mln lat) utworów œrodkowego ipóŸnego eocenu strefy podhalañskiej PBCK. Wskazuje to,¿e Karpaty centralne i wyniesienie po³udniowomagurskieby³y wówczas wzajemnie oddalone na tyle, ¿e PBCK znaj-dowa³ siê poza zasiêgiem materia³u erodowanego z powy¿-szego obszaru Ÿród³owego.

W oligocenie wyraŸnie wzmog³a siê dostawa do base-nu magurskiego materia³u z pó³nocy, co odzwierciedlatempo depozycji w strefach raczañskiej i siar siêgaj¹ce

maksymalnie do ok. 800 m/mln lat. We wczesnym oligoce-nie, w czasie depozycji utworów warstw menilitowych, wskolskiej, podœl¹skiej, œl¹skiej i dukielskiej strefie nast¹pi³wzrost tempa depozycji w stosunku do póŸnego eocenu.Diachroniczne wkraczanie utworów facji kroœnieñskiej woligocenie wi¹za³o siê z gwa³townym wzrostem tempa depo-zycji, które w zachodniej czêœci strefy œl¹skiej siêga³o do ok.370 m/mln lat, zaœ w jej wschodniej czêœci nawet do ok. 900m/mln lat. Stanowi to wyraz póŸnooligoceñsko-wczesno-mioceñskiego, intensywnego wypiêtrzania tektonicznegogrzbietu œl¹skiego, czêœci formuj¹cej siê p³aszczowinymagurskiej oraz pó³nocnego obrze¿enia basenu Karpatzewnêtrznych, powodowanego przez przemieszczanie siêku pó³nocy zasiêgu strefy skracania.

Tempo depozycji mioceñskiej molasy w polskiej czêœcizapadliska przedkarpackiego siêga³o nawet do 2000 m/mlnlat. Jest to zatem wartoœæ wyraŸnie wy¿sza od najwy¿szych,spoœród stwierdzanych dla osadów fliszowych w zachod-nich Karpatach zewnêtrznych.

Za cenne dyskusje w trakcie przygotowywania niniejszejpracy autorzy dziêkuj¹ Barbarze Olszewskiej i Kazimierzowi¯ytko. Prezentowane badania zosta³y wykonane w ramachdzia³alnoœci statutowej Pañstwowego Instytutu Geologicznego(temat 6.14.0007.00.0) oraz grantu KBN (6PO4D 040 19). Wbadaniach wykorzystano program komputerowy BasinMod™(Platte River Associates, Inc.). Annie Œwierczewskiej oraz anoni-mowemu recenzentowi dziêkujemy za konstruktywne uwagi.

Literatura

BALDWIN B. & BUTLER C.O. 1985 — Compaction curves. AAPGBull., 69: 622–626.BIEDA F. 1968 — Formacja numulityczna w zachodnich Karpatachfliszowych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: 233–274.BIEDA F., GEROCH S., KOSZARSKI L., KSI¥¯KIEWICZ M. &¯YTKO K. 1963 — Stratigraphie des Karpates externes polonaises.Biul. Inst. Geol., 181: 5–174.BIRKENMAJER K. 1988 — Exotic Andrusov Ridge: its role in pla-te-tectonic evolution of the West Carpathian Foldbelt. Stud. Geol. Pol.,91: 7–37.CIESZKOWSKI M., ŒL¥CZKA A. & WDOWIARZ S. 1985 — Newdata on structure of the Flysch Carpathians. Prz. Geol., 33: 313–329.COWIE J.W. & BASSETT M.G. 1989 — Global stratigraphic chartwith geochronometric and magnetostratigraphic calibration. Internatio-nal Union of Geological Sciences. Suplemented to Episodes, 12.DERCOURT J. RICOU L.E., ADAMIA S., CSÁSZÁR G., FUNK H.,LEFELD J., RAKÚS M., SÃNDULESCU M., TOLLMANN A. &TCHOUMACHENKO P. 1990 — Anisian to Oligocene palaeogeogra-phy of the European margin of Tethys (Geneva to Baku). [W:] RacúsM., Dercourt J. & Nairn A.E.M. (red.) — Evolution of the NorthernMargin of Tethys. Vol. III. Mém. Soc. Géol. France, Paris, NouvelleSérie No. 154: 159–190.DZIADZIO P., ENFIELD M.A., WATKINSON M.P. & PORÊBSKIS.J. 2005 — The Ciê¿kowice Sandstone: Example of basin floor fanstacking patterns from the main (Upper Paleocene to Eocene) reservoirin the Polish Carpathians. AAPG Memoire, 84: 447–496.D¯U£YÑSKI S. & ŒL¥CZKA A. 1959 — Sedymentacja i wskaŸnikikierunkowe transportu w warstwach kroœnieñskich. Rocz. Pol. Tow.Geol., 28: 206–258.FALVEY D.A. & MIDDLETON M.F. 1981 — Passive continental mar-gins: evidence for a prebreakup deep crustal metamorphic subsidencemechanism. Oceanologica Acta, SP: 103–114.GEROCH S. & NOWAK W. 1984 — Proposal of zonation for the LateTithonian–Late Eocene based upon arenaceous Foraminifera from theOuter Carpathians, Poland. 2nd Internat. Symp. on Benthic Foraminife-ra, Benthos 83, Pau 1983: 225–239.GOLONKA J., CIESZKOWSKI M., RAJCHEL J. & ŒL¥CZKA A.2002 — Paleogeography of the Algae–bearing Jurassic–Paleogenelimestones and sandstones in the Polish Outer Carpathians. GeologicalCarpathica, 53, Special Issue, Proc. XVII Congr. CBGA. Rozszerzonyabstract.GOLONKA J., KROBICKI M., OSZCZYPKO N., ŒL¥CZKA A. &S£OMKA T. 2003 — Geodynamic evolution and palaeogeography ofthe Polish Carpathians and adjacent areas during Neo-Cimmerian andpreceding events (latest Triassic–earliest Cretaceous). [W:] McCann T.& Saintot A. (red.) — Tracing Tectonic Deformation Using the Sedi-

886

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

mentary Record. Geological Society, London, Special Publications,208: 138–158.GRADSTEIN F.M. & OGG J. 1996 — A Phanerozoic time scale. Epi-sodes, v. 19: nos. 1 & 2.HAQ B.U., HARDENBOL J. & VAIL P.R. 1988 — Mesozoic andCenozoic chronostratigraphy and cycles of sea level change. [W:] Wil-gus C.K. i in. (red) — Sea level changes: an integrated approach.Society of Economic Palaeontologists and Mineralogists, SpecialPublication, 42: 71–108.HARLAND W.B., COX A.V., LLEWELLYN A.V., PICKTON C.A.G.,SMITH A.G. & WALTERS R. 1990 — A geological time scale. Cam-bridge University Press, Cambridge.JANKOWSKI L. 2000 — Geologia przedpola jednostki magurskiej —nowe dane. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 56: 79–82.KOPCIOWSKI R. 2002 — Strefa Siar p³aszczowiny magurskiej na Sod Gorlic. Praca doktorska, Centr. Arch. Geol., Pañstw. Inst. Geol.,Warszawa, 67 ss.KOSZARSKI L. (red.) 1985 — Geology of the Middle Carpathiansand Carpathian Foredeep. Guide to Exc. 3. Carpatho-Balkan Geologi-cal Association, XIII Congress, Kraków, pp. 1–254.KROBICKI M., POPRAWA P. & GOLONKA J. 2006 — Wczesnoju-rajsko–póŸnokredowa ewolucja pieniñskiego pasa ska³kowego w œwie-tle analizy subsydencji tektonicznej. [W:] Oszczypko N., Uchman A.,Malata E. (red.) — Rozwój paleotektoniczny basenów Karpat zew-nêtrznych i pieniñskiego pasa ska³kowego. Inst. Nauk Geol. Uniw.Jagiell., Kraków, pp. 165–178.KSI¥¯KIEWICZ M. 1960 — Zarys paleogeografii polskich Karpat fli-szowych. Pr. Inst. Geol., 30: 209–249.KSI¥¯KIEWICZ M. (red.) 1962 — Atlas geologiczny Polski —Zagadnienia stratygraficzno–facjalne. 1: 600000, z. 13. Kreda i starszytrzeciorzêd w polskich Karpatach Zewnêtrznych. Inst. Geol. Warszawa.KSI¥¯KIEWICZ M. 1965 — Les Cordilléres dans les mers crétacéeset paléogenés des Carpathes du Nord. Bull. Soc. Géol. France, 7, Paris.KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 — Budowa geologiczna Polski, t. IV, Tekto-nika, cz. 3. Karpaty. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, pp. 228 .KUŒMIEREK J. 1990 — Zarys geodynamiki CentralnokarpackiegoBasenu Naftowego. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krako-wie, 1–135.KUŒMIEREK J. (red.) 1995 — Ewolucja a ropogazonoœnoœæ Karpatpolskich. Prace Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krakowie:1–138.LESZCZYÑSKI S. 1981 — Piaskowce ciê¿kowickie jednostki œl¹skiejw polskich Karpatach: studium sedymentacji g³êbokowodnej osadówgruboklastycznych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 51: 435–502.LESZCZYÑSKI S. 2000 — Influence of regional factors on the LateEocene — Early Oligocene palaeogeography of the Northern Carpa-thians. Slovak Geol. Mag., 6: 178–181.LESZCZYÑSKI S. & MALIK K. 1996 — Ska³y wapienne i wapnistewe fliszu polskich Karpat Zewnêtrznych. Prz. Geol., 44: 151–158.MIŠIK M. & MARSCHALKO R. 1988 — Exotic conglomerates inflysch sequences: Examples from the West Carpathians. Mém. Soc.Géol. France, Nouv. sér., 154: 95–114.NEMÈOK M., NEMÈOK J., WOJTASZEK M., LUDHOVA L.,OSZCZYPKO N., SERCOMBE W.J., CIESZKOWSKI M., PAUL Z.,COWARD M.P. & ŒL¥CZKA A. 2001 — Reconstruction of Cretace-ous rifts incorporated in the Outer West Carpathian wedge by balan-cing. Marine and Petroleum Geology, 18: 39–64.OGG G. 2003 — International Stratigraphic Chart. International Com-mission on Stratigraphy, International Union of Geological Sciences.OLSZEWSKA B. 1997 — Foraminiferal biostratygraphy of the PolishOuter Carpathians: a record of basin geochistory. Ann. Soc. Geol.Polon., 67: 325–337.OSZCZYPKO N. 1975 — Exotic rocks in the Paleogene of the MaguraNappe between the Dunajec and Poprad rivers (Carpathians, Poland).Ann. Soc. Geol. Pol., 45: 403–431.OSZCZYPKO N. 1998 — The Western Carpathian foredeep — deve-lopment of the foreland basin in front of the accretionary wedge and itsburial history (Poland). Geol. Carpath., 49: 415–431.OSZCZYPKO N. 1999 — From remnant oceanic basin to collision-re-lated foreland basin — a tentative history of the Outer Western Carpa-thians. Geol. Carpath., 50: 161–163.OSZCZYPKO N. 2004 — The structural position and tectonosedimen-tary evolution of the Polish Outer Carpathians. Prz. Geol., 52:780–791.OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 1985 — An attempt to palinspasticreconstruction of Neogene basins in the Carpathian foredeep. Ann.Soc. Geol. Pol., 55: 55–75.OSZCZYPKO N., WÊC£AWIK S., UCHMAN A. & HOFFMANN M.1992 — Stratygrafia i sedymentologia formacji zarzeckiej. Przew. 63Zjazdu Pol. Tow. Geol., Koninki: 115–120.OSZCZYPKO N., OSZCZYPKO-CLOWES M. & SALATA D. 2006— Egzotyki strefy krynickiej (p³aszczowina magurska) i ich znaczeniepaleogeograficzne. Z. Nauk. AGH, Geologia, 32: 21–45.PASSENDORFER E. & RONIEWICZ P. 1963 — Jeszcze w sprawiewyspy tatrzañskiej w eocenie. Acta Geol. Pol., 13: 1–13.

PESCATORE T. & ŒL¥CZKA A. 1984 — Evolution models of twoflysch basins: the Northern Carpathians and Southern Apennines.Tectonophysics, 106: 49–70.POPRAWA P. & MALATA T. 1996 — Pre-orogenic Evolution of thePolish Part of Outer Carpathians–Quantitative Subsidence and UpliftAnalysis. Mitteilungen der Gesellschaft und Bergbaustudenten inOsterreich, 41: 129. Abstrakt.POPRAWA P., MALATA T., OSZCZYPKO N. 2002 — Ewolucja tek-toniczna basenów sedymentacyjnych polskiej czêœci Karpat zewnêtrz-nych w œwietle analizy subsydencji. Prz. Geol., 50: 1092–1108.POPRAWA P., MALATA T., OSZCZYPKO N., S£OMKA T.,GOLONKA J. & PASZKOWSKI M. 2003 — Tectonic activity of theWestern Outer Carpathian’s source areas as recorded by sediment depo-sition rate and assemblages of “exotic” pebbles. The IV St. MullerCon. of the EGU. Abstract Book, pp. 98–99.POPRAWA P., MALATA T., PÉCSKAY Z., BANAŒ M., SKULICH J.,PASZKOWSKI M. & KUSIAK M. 2004 — Geochronology of crystal-line basement of the Western Outer Carpathians’ sediment source areas— preliminary data. Mineralogical Society of Poland, Special Papers,24: 329–332.POPRAWA P., MALATA T., OSZCZYPKO N., S£OMKA T. &GOLONKA J. 2006 — Analiza subsydencji tektonicznej oraz tempadepozycji materia³u detrytycznego w basenach sedymentacyjnychzachodnich Karpat zewnêtrznych. [W:] Oszczypko N, Uchman A.,Malata E. (red.) — Rozwój paleotektoniczny basenów Karpat zew-nêtrznych i pieniñskiego pasa ska³kowego. Inst. Nauk Geol. Uniw.Jagiell., Kraków: 179–199.ROSS C.A. & ROSS J.R.P. 1990 — The Paleozoic sea–level curve.[W:] W.B. Harland, A.V. Cox, A.V. Llewellyn, C.A.G. Pickton, A.G.Smith & R. Walters, A geological time scale. Cambridge UniversityPress, Cambridge.SÃNDULESCU M. 1988 — Cenozoic tectonics history of the Carpa-thians. [W:] Royden L.H. & Horwath F. (red.) — The Pannonian Basin:a study in basin evolution. AAPG Memoir, 45: 17–26.SCLATER J.G. & CHRISTIE P.A.F. 1980 — Continental stretching: anexplenation of the post-mid-Cretaceous subsidence of the Central Nor-th Sea Basin. J. Geoph. Res., 85: 3711–3739.SIKORA W. 1976 — Kordyliery Karpat Zachodnich w œwietle tektoni-ki p³yt litosfery. Prz. Geol., 6: 336–349.S£OMKA T., GOLONKA J., KROBICKI M. & MATYSZKIEWICZ J.2002 — Upper-most Jurassic syn-rift tectonic activity in the Silesianbasin (Outer Carpathians; northern margin of the Tethyan Ocean). 6th

International Symposium on the Jurassic System, Mondello. Abstracts,pp. 177–178.ŒL¥CZKA A. 1963 — Spostrze¿enia nad sedymentacj¹ warstw hiero-glifowych i pstrych ³upków w SE czêœci jednostki dukielskiej (polskieKarpaty wschodnie). Rocz. Pol. Tow. Geol., 33: 93–110.ŒWIERCZEWSKA A. & TOKARSKI A.K. 1998 — Deformationbands and the history of folding in the Magura nappe, Western OuterCarpathians (Poland). Tectonophysics, 297: 73–90.UNRUG R. 1968 — Kordyliera œl¹ska jako obszar Ÿród³owy materia³uklastycznego piaskowców fliszowych Beskidu Œl¹skiego i BeskiduWysokiego (Polskie Karpaty zachodnie). Rocz. Pol. Tow.Geol., 38:81–164.VAN COUVERING J.A., AUBRY M-P., BERGGREN W.A., BUJAKC.W., NAESER C.W. & WIESER T. 1981 — The Terminal EoceneEvent and the Polish connection. Paleogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology, 36: 321–362.WIESER T. 1985 — Some remarks on sedimentation, composition andprovenance of exotics-bearing conglomerates in the Western PolishCarpathians flysch formations. [W:] Wieser T. (red.) — Fundamentalresearches in the western part of the Polish Carpathians. Guide to Exc.1, Carpatho-Balkan Geological Association, XIII Congress, Cracow.Geological Institute, pp. 57–68.ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & VAN WEES J-D. 1995 — Dyna-mics of intra-plate compressional deformations: the Alpine forelandand other examples. Tectonophysics, 252: 7–59.¯YTKO K. 1977 — Uwagi o paleogeñskich ruchach tektonicznych wKarpatach zewnêtrznych. Kwart. Geol., 21: 938–940.¯YTKO K. 1999 — Korelacja g³ównych strukturalnych jednostek Kar-pat Zachodnich i Wschodnich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 135–164.¯YTKO K., ZAJ¥C R., GUCIK S., RY£KO W., OSZCZYPKO N.,GARLICKA I., NEMÈOK J., ELIÁŠ M., MENÈIK E., STRÁNIK Z.1989 — Map of the Tectonic Elements of the Western Outer Carpa-thians and their Foreland. [W:] Poprawa D & Nemèok J. (red.) — Geo-logical Atlas of the Western Outer Carpathians and their Foreland. PIGWarszawa/GUDŠ Bratislava/UUG Praha.

887

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 10, 2006

Praca wp³ynê³a do redakcji 05.09.2005 r.

Akceptowano do druku 22.09.2006 r.