Monoklina śląsko-krakowska

Z IBR wiki

Autor: Dr hab. Jolanta Burda

ENCYKLOPEDIA WOJEWÓDZTWA ŚLĄSKIEGO
TOM: 1 (2014)


Monoklina śląsko-krakowska ciągnie się z NW na SE, od północnych granic województwa ku zapadlisku przedkarpackiemu. Stanowi naturalne przedłużenie monokliny przedsudeckiej. Obie struktury leżą między synklinorium szczecińsko-miechowskim na NE oraz blokiem dolnośląskim i morawsko-śląskim pasmem fałdowym na SW (Rys. 1). Przyjmuje się, że granica monokliny przedsudeckiej z monokliną śląsko-krakowską zaznacza się w regionalnej zmianie przebiegu wychodni utworów triasu i dolnej jury, co występuje na linii Strzelce Opolskie – Lubliniec. Na wschodzie monoklina śląsko-krakowska graniczy z segmentem miechowskim synklinorium szczecińsko-miechowskiego, na południu chowa się pod Karpatami a na zachodzie pod niecką opolską (Rys. 1)

Rys. 1. Mapa głównych jednostek tektonicznych Polski na powierzchni podkenozoicznej. Mapa pokazuje płytkie struktury tektoniczne pierwszego rzędu powstałe w pokrywie platform wschodnioeuropejskiej i zachodnioeuropejskiej oraz struktury istniejące w podłożu platformy zachodnioeuropejskiej w południowej Polsce (Żelaźniewicz i in. 2011).

Główne rysy budowy geologicznej

Monoklina śląsko-krakowska zbudowana jest z różnych ogniw triasu i jury oraz fragmentarycznie zachowanych utworów kredy, rozdzielonych przerwami sedymentacyjnymi i niezgodnościami kątowymi. Rozciągłość monokliny (NW-SE) odpowiada kierunkowi pasa wychodni skał górnojurajskich, które tworzą jej najbardziej eksponowaną morfologicznie część, zwaną kuestą Jury Krakowsko-Częstochowskiej (Rys. 2). Warstwy triasu i jury są nachylone ogólnie w kierunku północno-wschodnim, gdzie chowają się pod skały kredowe niecki miechowskiej. Skały te tworzą mezozoiczną pokrywę, leżącą niezgodnie na różnych ogniwach paleozoiku i prekambru. Podmezozoiczne podłoże stanowią dwa bloki tektoniczne (terrany): blok małopolski i blok górnośląski (Dadlez i in. 1994; Żaba 1999). Granicę między nimi wyznacza strefa uskokowa Kraków-Lubliniec o szerokości dochodzącej do 500 metrów (Buła i in. 1997; Żaba 1999).

Rys. 2. Mapa geologiczna odkryta Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej (WKC) i jej otoczenia (Dadlez i in. 2000).

Szerokość wychodni skał mezozoicznych na obszarze monokliny śląsko-krakowskiej zmniejsza się z północy na południe. Jest to związane ze stopniowym wyklinowywaniem się niektórych ogniw stratygraficznych w tym kierunku, gdyż transgresje morskie przychodziły z północnego zachodu i tam profile są bardziej kompletne, a miąższości większe. Utwory mezozoiczne na terenie monokliny mają nachylenie kilku stopni. Tylko lokalnie upady są większe, przekraczające nawet 30º, co jest spowodowane najczęściej miejscowymi deformacjami o genezie grawitacyjnej, które zachodziły na zboczach wzniesień.

Najstarsze skały pokrywy mezozoicznej – osady triasowe - leżą niezgodnie na zdenudowanym, paleozoicznym lub prekambryjskim podłożu. Profil triasu rozpoczyna się osadami pstrego piaskowca, reprezentowanymi przez iły, piaskowce i podrzędnie zlepieńce, stanowiące dolne ogniwa retu (Wyczółkowski, 1974). Dużo szerzej rozprzestrzenione są osady retu, wykształcone w facji dolomityczno-marglisto-ilastej z licznymi przeławiceniami skał gipsowych. Trias środkowy (wapień muszlowy) jest reprezentowany niemal wyłącznie przez utwory węglanowe. W spągu wapienia muszlowego leżą wapienie zawierające lokalnie wkładki dolomitów i margli (warstwy gogolińskie), a powyżej wapienie reprezentowane przez warstwy górażdżańskie, terebraturowe i karchowickie, w dużej części wtórnie zmienione w tzw. dolomity kruszconośne (dolomity siewierskie, warstwy olkuskie), z którymi związane jest okruszcowanie siarczkami cynku i ołowiu. Poziom dolomitów kruszconośnych obejmuje niekiedy również warstwy gogolińskie, osady retu oraz dolne ogniwo środkowego wapienia muszlowego, reprezentowane przez dolomity diploporowe (Żaba 1999). Warstwy te przechodzą ku górze w dolomity margliste z wkładkami margli i łupków ilastych (warstwy tarnowickie). Profil wapienia muszlowego kończą wapienie z przewarstwieniami margli, gipsów i dolomitów (warstwy wilkowickie) i leżące na nich iły, iłowce margliste i margle dolomityczne (warstwy boruszowickie). Osady kajpru reprezentowane są głównie przez iły i iłowce z licznymi przewarstwieniami mułowców, piaskowców oraz skał węglanowych. Retyk jest wykształcony w postaci serii ilastej z wkładkami piaskowców, zlepieńców i brekcji. Przeciętna miąższość utworów triasu waha się w granicach 100-200 metrów.

Skały jurajskie najczęściej zalegają niezgodnie na różnych ogniwach sekwencji triasowej. Jura dolna reprezentowana jest przez osady ilasto-mułowcowo-piaszczysto-żwirowe z wkładkami syderytów i węgli brunatnych. Osady jury środkowej tworzyły się w warunkach wyraźnej ekspansji basenu sedymentacyjnego. Reprezentowane są przez piaskowce, piaski, żwiry i osady ilaste oraz leżącą na nich sekwencję węglanową. Jura górna (oksford) jest reprezentowana głównie przez różne odmiany wapieni z licznymi wkładkami margli, łupków ilastych i mułowców i lokalnie występującymi poziomami krzemieni. Powyżej występują skały węglanowe (margle i wapienie) przechodzące stopniowo w osady marglisto-ilaste i klastyczne reprezentujące kimeryd. Miąższość utworów jurajskich maksymalnie osiąga 400 metrów. Wśród wapieni górnojurajskich wyróżnia się trzy główne odmiany facjalne. Są to: wapienie płytowe, wapienie skaliste i wapienie uławicone (Dżułyński 1952).

Wapienie płytowe – wapienie pelityczne lub drobnodetrytyczne barwy jasnoszarej lub żółtawej, o przełamie ziemistym. Zbudowane są z występujących na przemian ławic wapieni i margli o oddzielności płytowej (miąższość ławic od kilkunastu cm do ponad 1 m). Skały te łatwo ulegają procesom wietrzeniowym (Dżułyński 1953). Wapienie skaliste – twarde, białe, wapienie masywne, gruzłowate, mikrytyczne, czasami detrytyczne, na ogół niewarstwowane i nie zawierające krzemieni. Występuje w nich niewielka domieszka substancji ilastych. Są to skały bardzo odporne na wietrzenie zarówno fizyczne jak i chemiczne (Dżułyński 1953).

Wapienie uławicone pod względem petrograficznym odpowiadają wapieniom skalistym. Różnią się od nich grubym uławiceniem, czasami podkreślonym wkładkami marglistymi. Obszary, na których dominują wapienie skaliste tworzą układające się w pasma wierzchowiny, rozdzielone rozległymi obniżeniami, gdzie występują wapienie uławicone. Reliktami wapieni skalistych są ostańce skalne, które występują na wierzchowinach jako pojedyncze skały lub grupy skalne.

W wapieniach górnojurajskich spotykane są konkrecje krzemionkowe, powstałe w warunkach wczesnej diagenezy osadu. Utwory krzemionkowe często występują w przystropowej części profilu wapieni skalistych i uławiconych. Są one efektem epigenetycznej sylifikacji, równoczesnej z procesami tworzenia uskoków na Wyżynie Krakowskiej (Matyszkiewicz 1987). Lokalnie na skałach górnojurajskich występują utwory górnej kredy tj. zlepieńce, margle, wapienie margliste i opoki.

W zagłębieniach skalistego podłoża oraz w lejach krasowych spotykane są rezydua paleogeńskich i neogeńskich zwietrzelin krasowych.

Obszar monokliny śląsko-krakowskiej dwukrotnie znalazł się w zasięgu zlodowaceń skandynawskich: podczas zlodowacenia Sanu i zlodowacenia Odry. Podczas młodszych zlodowaceń obszar ten znajdował się w strefie peryglacjalnej. Utwory plejstoceńskie na obszarze monokliny śląsko-krakowskiej reprezentują: gliny zwałowe, osady piaszczysto-żwirowe, lessy, utwory jaskiniowe oraz peryglacjalne osady stokowe i pokrywy zwietrzelinowe.

Osady holoceńskie budują niskie terasy rzeczne. Na osadach facji korytowej (piaski i żwiry) zalegają osady facji powodziowej (mady). W starorzeczach występują mułki i torfy.

Tektonika monokliny śląsko-krakowskiej

Ruchy tektoniczne na terenie monokliny następowały kilkakrotnie. Po raz pierwszy w czasie fazy starokimeryjskiej, która spowodowała niezgodność kątową między triasem i jurą oraz powstanie niecki chrzanowskiej, leżącej we wschodniej części niecki górnośląskiej , ale genetycznie związanej z monokliną krakowsko-częstochowską. W czasie fazy laramijskiej utworzyła się niecka miechowska, co spowodowało nachylenie warstw mezozoicznych monokliny ku NE. W oligocenie i miocenie zaznaczyły się ruchy tektoniczne, związane z fałdowaniem Karpat fliszowych. W wyniku mioceńskich ruchów tektonicznych powstały zręby i zapadliska, stanowiące główne formy współczesnej rzeźby obszaru. Południowa część monokliny została obniżona, obcięta wzdłuż dyslokacji o przebiegu ogólnie równoleżnikowym (Rów Krzeszowicki) i włączona do zapadliska przedkarpackiego. Główna faza uskokowania miała miejsce w oligocenie i wczesnym miocenie, jeszcze w warunkach lądowych (Felisiak 1992). Uskoki powstawały również w okresie sedymentacji morskich osadów miocenu oraz bezpośrednio po wycofaniu się morza mioceńskiego (Rutkowski 1986). Wielkości zrzutów uskoków sięgają do ponad 100 metrów. Często uskoki tworzą systemy uskoków schodowych, których łączny zrzut może dochodzić do kilkuset metrów. Zrębowo-uskokowy charakter piętra permsko-mezozoicznego częściowo nawiązuje do budowy paleozoicznego podłoża (Żaba 1999; Buła 2002). Niektóre zespoły uskoków i spękań, które występują w tych skałach uznawane są za struktury naduskokowe związane z przemieszczeniami zachodzącymi wzdłuż strefy uskokowej Kraków-Lubliniec (Żaba 1999).

Definicje

Monoklina — zespół warstw skalnych zapadających pod tym samym kątem w jednym kierunku.

Synklinorium — struktura (warstwy młodsze w jądrze) typu synkliny, o wielokilometrowych rozmiarach, złożona z fałdów mniejszych rozmiarów, których obwiednia tworzy często łuk wklęsły ku dołowi.

Uskok — nieciągłość dowolnych rozmiarów, wzdłuż której doszło do rozspojenia ośrodka skalnego i przemieszczenia dwóch powstałych w ten sposób skrzydeł uskoku.

Rów tektoniczny —fragment skorupy obniżony w stosunku do otoczenia wzdłuż równoległych do siebie uskoków normalnych, rzadziej odwróconych.

Zrąb – fragment skorupy względnie wyniesiony w stosunku do otoczenia wzdłuż uskoków normalnych, rzadziej odwróconych.



Bibliografia

  1. Aleksandrowicz S. W., Jersak J., Profil lessów w Opatowcu nad Wisłą, w: Podstawowe profile lessów w Polsce, red. H. Maruszczak, wyd. UMCS, Lublin 1991, s. 91-93.
  2. Bogacz K., Budowa geologiczna północnego obrzeżenia Rowu Krzeszowickiego, "Pr. Geol. Komis. Nauk Geol" 1967, wyd.PAN, nr 41, s. 1-93.
  3. Buła Z., Jachowicz M., Żaba J., Principal characteristics of the Upper Silesian Block and Małopolska Blockborder zone (Southern Poland), "Geol. Mag" 1997, nr 134/5, s. 669-677.
  4. Buła Z., 2002: Tekst objaśniający do atlasu geologicznego paleozoiku bez permu w strefie kontaktu bloków górnośląskiego i małopolskiego 1:200000, wyd. PIG, s. 1-28.
  5. Dadlez R., Kowalczewski Z., Znosko J., Some key problems of the pre-Permian tectonics of Poland, "Geol. Quart" 1994, nr 38/2, s. 169-190.
  6. Dadlez R., Marek S., Pokorski J., Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku 1:1000000, wyd. PIG, Warszawa 2000.
  7. Dżułyński S., Powstanie wapieni skalistych jury krakowskiej, "Rocz. Pol. Tow. Geol." 1952, nr 21, s. 125-180.
  8. Felisiak I., Osady krasowe oligocenu i wczesnego miocenu oraz ich znaczenie dla poznania rozwoju tektoniki i rzeźby okolic Krakowa, "Ann. Soc. Geol. Pol." 1992, nr 62, s. 173-207.
  9. Matyszkiewicz J., Epigenetyczna sylifikacja wapieni górnego oksfordu okolic Krakowa, "Ann. Soc. Geol. Pol." 1987, nr 57, s. 59-87.
  10. Rutkowski J., O trzeciorzędowej tektonice uskokowej okolic Krakowa, "Prz. Geol." 1986, nr 10, s. 587-590.
  11. Świerczewska A., Krzemienie z wapieni górnego oksfordu okolic Ujazdu, Przew. 60 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Kraków 1989, s. 88-90.
  12. Wyczółkowski J., Stratygrafia piaskowca pstrego i dolnego wapienia muszlowego północno-wschodniego obrzeżenia Górnośląskiego Zagłębia Węglowego w świetle badań paleogeograficznych i sedymentologicznych, "Biul. Inst. Geol." 1974, nr 278, s.71-114.
  13. Żaba J., Ewolucja strukturalna utworów dolnopaleozoicznych w strefie granicznej bloków Górnośląskiego i Małopolskiego, "Pr. Państw. Inst. Geol" 1999, nr 166, s. 1-162.
  14. Żelaźniewicz A., Aleksandrowski P., Buła Z., Karnkowski P., Konon A., Oszczypko N., Ślączka A., Żaba J., Żytko K., Regionalizacja tektoniczna Polski, "Kom.Nauk Geol. PAN" 2011, s. 1-60.