Zapadlisko przedkarpackie
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.
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).
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).
Powstanie i rozwój polskiej części zapadliska
Powstanie zapadliska przedkarpackiego wiąże się z zakończeniem sedymentacji fliszowej, wypiętrzeniem i sfałdowaniem Karpat zewnętrznych, które było wynikiem kolizji między płytą europejską i terranami Alcapy i Tiszy-Dacii z końcem burdygału.
Rozwój zapadliska rozpoczął się w trakcie fałdowania i stopniowego przemieszczania płaszczowin orogenu karpackiego ku północy. Średnia stopa ruchów nasuwczych w polskich karpatach zewnętrznych wynosiła 12 mm/rok (Oszczypko 2006). Przed czołem przesuwającej się pryzmy akrecyjnej utworzył się basen przedgórski. Subsydencja tektoniczna w zapadlisku przedkarpackim wynikała z obciążenia płaszczowinami karpackimi i z ugięcia związanego z procesami subdukcyjnymi (Oszczypko 2006). W początkowym etapie w basenie osadzały się gruboklastyczne osady lądowe i osady płytkomorskie. W miocenie środkowym (baden-sarmat) w basenie istniało morze (Paratetyda), w którym osadziło się od kilkuset (na północy) do ponad 2 000 m (na południu) osadów mułowcowo-ilastych, dostarczanych od strony wypiętrzanych i stopniowo denudowanych Karpat jak również z utworów platformowych przedpola. W strefach licznych zatok i lagun powstawały osady terygeniczne oraz ewaporaty. Morze mioceńskie stopniowo zanikło pod koniec sarmatu, a omawiany obszar uległ wypiętrzeniu i intensywnej denudacji.
