Zapadlisko przedkarpackie

Rys. 1. Lokalizacja zapadliska przedkarpackiego (wg Krzywiec 1997).

Zapadlisko przedkarpackie stanowi część wielkiego basenu sedymentacyjnego (basen Paratetydy) powstałego na przedpolu nasuwających się ku północy Karpat. Jest typowym rowem przedgórskim, wypełnionym przez osady syn- i postorogeniczne, którego powstanie było związane z mioceńską ewolucją łuku orogenicznego Karpat zewnętrznych (Krzywiec, 2006). Na zachodzie zapadlisko łączy się z alpejskim basenem molasowym, a na wschodzie z basenem przedgórskim Bałkanidów (Rys. 1).

Jest najmłodszą jednostką alpejską występującą na obszarze Polski, gdzie rozciąga się na długości około 300 km i szerokości do 100 km.

Fot. 1. Widok na zapadlisko przedkarpackie z góry Żar (761 m n.p.m.) w Beskidzie Małym.

Zapadlisko jest wypełnione dolno- i środkowomioceńskimi osadami molasowymi o miąższości do 3 km na obszarze Polski i do 5 km na Ukrainie (Oszczypko i in. 2006). Pod względem litologicznym, petrograficznym, a szczególnie facjalnym skały zbiornikowe miocenu są bardzo zróżnicowane. Podłoże zapadliska jest zbudowane ze skał platformy epiwaryscyjskiej oraz jej permsko-mezozoicznej pokrywy. Głębokość podłoża platformowego w zapadlisku waha się od kilkuset metrów do 3500 m (Oszczypko i in., 2005). Na zachodzie pod miocenem zapadliska przedkarpackiego występują skały niecki górnośląskiej, w części środkowej – skały niecki miechowskiej, a na wschodzie – zrębu dolnego Sanu (Stupnicka 1997). Północna granica zapadliska jest erozyjna, natomiast granica południowa ma charakter tektoniczny. Wyznaczona jest przez czoło Karpat zewnętrznych, które w całości są płasko nasunięte na mioceńskie osady zapadliska przedkarpackiego (Oszczypko 2006).

W zapadlisku przedkarpackim wyróżnia się część zewnętrzną, leżącą na północ od Karpat, oraz część wewnętrzną ukrytą pod nasuniętymi Karpatami (Ney i in. 1974). Strefa zewnętrzna, obejmująca obszar obecnego zapadliska, wypełniona jest środkowomioceńskimi osadami morskimi (baden i sarmat). Jej szerokość na terytorium Polski waha się od 30 - 40 km na zachodzie do 90 km na wschodzie (Fot. 1). Wewnętrzną, zlokalizowaną pod płaszczowinami karpackimi część zapadliska wypełniają wczesnomioceńskie osady lądowe oraz środkowomioceńskie osady powstałe w środowisku morskim (Oszczypko i Tomaś 1985; Oszczypko 2004, 2006; Oszczypko i in. 2006).

Litostratygrafia utworów miocenu

Poczatek mioceńskiej sedymentacji molasowej w zapadlisku przedkarpackim wiąże się z zakończeniem sedymentacji fliszowej oraz fałdowaniem Karpat zewnętrznych. Utwory mioceńskie polskiej części zapadliska przedkarpackiego charakteryzują się znaczną zmiennością facjalną, co sprzyjało powstawaniu licznych lokalnych wydzieleń i utrudniało korelację stratygraficzną poszczególnych ogniw. Na podstawie prowadzonych w ostatnich latach badań nanoplanktonu wapiennego podzielono miocen zapadliska przedkarpackiego na 10 nanozon (Rys. 2; Garecka i Olszewska 1997; Garecka i Jugowiec 1999; Oszczypko 2006). Sekwencję stratygraficzną rozpoczyna powstała na przełomie oligocenu i miocenu formacja z Zawoi (Moryc 2005; Rys. 2) reprezentowana przez serię zlepieńców przechodzących w szelfowe mułowce. Spąg formacji leży bezpośrednio na zerodowanych skałach podłoża podpaleogeńskiego. Ku północy osady te przechodzą w morskie, szarozielone iłowce formacji z Zebrzydowic (nanozona NN1 i NN2), odzwierciedlające postępującą ingresję basenu przedgórskiego (Oszczypko 2006). Kolejne ogniwa datowane na ottnang stanowią skały zaliczane do formacji z Suchej i formacji z Zamarskich (Buła i Jura 1983; Oszczypko 1998). Jest to seria olistostromowa, złożona z mniejszych lub większych olistolitów bądź też z grubych płatów fliszu karpackiego, zsuniętych z górorworu Karpat do tworzącego się na przedpolu zbiornika mioceńskiego, zawierająca nanoplankton zony NN4 (Rys. 2). Skały obydwu formacji stanowią materiał płaszczowiny śląskiej i podśląskiej. Formacja z Zamarskich występuje w zachodniej części zapadliska przedkarpackiego (rejon Cieszyna). Jej miąższość waha się w granicach 25-150 metrów i jest znacznie mniejsza w porównaniu z osadami z formacji z Suchej (260 – 370 m), które pokrywają pozostałą część zapadliska (Oszczypko 2006). W późniejszym okresie, wewnętrzna część zapadliska podlegała intensywnej subsydencji. Powstawały serie gruboklastycznych osadów formacji stryszawskiej. W górę profilu zlepieńce przechodzą w iłowce i mułowce z przewarstwieniami gruboziarnistych piaskowców i zlepieńców. Są to osady stożków aluwialnych, pochodzące zarówno z brzegu Karpat jak i z wyniesionych fragmentów platformy. Całkowita miąższość tej formacji wynosi od 360 do 566 m (Oszczypko 2006). Po sedymentacji formacji stryszawskiej został wypiętrzony grzbiet cieszyńsko-sławkowski (Rys. 2), który następnie podlegał erozji (Oszczypko 2006). Po północnej stronie grzbietu, zaczął rozwijać się system rowów, znany jako paleodolina bludowicko-skoczowska (Oszczypko i Lucińska-Anczkiewicz 2000). Obniżająca się paleodolina była najpierw zasypywana utworami zboczowymi, a później przybrzeżnymi zlepieńcami dębowieckimi o miąższość w granicach 40 – 100 m (Rys. 2). Są to ławice zlepieńców oraz skał pelitowych rozdzielone grubo- i średnioziarnistymi piaskowcami. Zlepieńce dębowieckie łącznie z formacją stryszawską, formacją z Suchej i formacją z Zamarskich zaliczane są do nanozony NN4 (Rys. 2).

Rys. 2. Schemat litostratygraficzny osadów mioceńskich zapadliska przedkarpackiego (Oszczypko 1999, 2006). K - karpat, EB – wczesny baden, LB – późny baden, S – sarmat, Pa - panon

Następnym ogniwem są morskie osady ilasto-piaszczyste należące do formacji ze Skawiny, obejmującą górną część wczesnego i dolną część późnego badenu (NN4/NN5). W części SW zapadliska osiąga ona miąższość do 1000 km, na pozostałym obszarze 30-40 km. W NE części zapadliska odpowiednikiem formacji ze Skawiny są warstwy baranowskie lub formacja z Pińczowa.

Wyżej w profilu występują ewaporaty, będące głównym poziomem korelacyjnym zapadliska. Zaliczane do późnego badenu (NN6) ewaporaty należą do formacji z Wieliczki i formacji z Krzyżanowic (Rys. 2). Formacja z Wieliczki (rozwinięta w facji chlorkowej) to głównie sole kamienne, iłowce, mułowce, gipsy i anhydryty, osiagajace maksymalną miąższość pomiędzy Wieliczką i Tarnowem (70 – 110 m). Natomiast formacja z Krzyżanowic (rozwinięta w facji siarczanowej) reprezentowana jest głównie przez gipsy, anhydryty, wapienie płonne i siarkonośne, o łącznej miąższości w granicach 10 – 20 m w środkowej części zbiornika, natomiast w części peryferyjnej dochodzącej do 60 m (Peryt 2006). W polskiej części zapadliska przedkarpackiego ewaporaty badeńskie występują począwszy od rejonu Rybnik-Żory-Orzesze na zachodzie aż do Przemyśla na wschodzie. Charakteryzują się regularnym układem facji. Osady chlorkowe zajmują najgłębszą, wąską część basenu ewaporatowego. Na obszarze województwa śląskiego basen z facją chlorkową zajmował około 70 km2, przechodząc we wszystkich kierunkach w pole facji siarczanowej.

Nad ewaporatami osadziły się serie iłowców z przeławiceniami piaszczystymi i marglistymi (warstwy chodenickie). Są to głównie iłowce margliste z warstwami mułowców i słabo zwięzłych piaskowców z charakterystycznymi wkładkami twardych margli dolomitycznych. Ponad nimi wydziela się ilasto-piaszczyste warstwy grabowieckie (Rys. 2), składające się z piaskowców, mułowców oraz iłowców. Spągowa, piaszczysta część tych warstw zwana jest lokalnie piaskami bogucickimi. Wymienione lokalne wydzielenia zaliczane są do formacji z Machowa odpowiadającej późnemu badenowi i sarmatowi (NN6/7 i NN8/9; Oszczypko 2006). Na obszarze zapadliska przedkarpackiego, wzdłuż brzegu Karpat, występuje wąska strefa sfałdowanych utworów mioceńskich tworzących jednostkę zgłobicką i stebnicką. Jednostkę stebnicką budują molasowe osady dolnego i środkowego miocenu (od karpatu po sarmat), a jednostkę zgłobicką utwory badeńsko-sarmackie, analogiczne do tych ze strefy niesfałdowanej (Oszczypko 2006).