Pieniński Pas Skałkowy
1. Pieniński pas skałkowy na tle Karpat
W strukturze Karpat pieniński pas skałkowy tworzy wąską (od kilkuset metrów do około 20 km) samodzielną strefę tektoniczną oddzielającą wielkim łukiem Karpaty zewnętrzne (fliszowe) od Karpat wewnętrznych. Zachodnie zakończenie pasa znajduje się w Australii, wschodnie – w Rumunii. Długość pasa skałkowego wynosi około 600 km, co czyni go najdłuższą a zarazem najbardziej stałą jednostkę tektoniczną Karpat (fig.1).
Karpaty zewnętrzne były głównie fałdowane w trzeciorzędzie, a Karpaty wewnętrzne główne fałdowania były wieku górnokredowego. Pieniński pas skałkowy był fałdowany zarówno w kredzie górnej, jak i w trzeciorzędzie. Doprowadziło to w efekcie do bardzo skomplikowanej struktury tektonicznej pasa skałkowego. W tej strukturze uczestniczą zarówno płaszczowiny górnokredowe rozbite na fragmenty w wyniku ruchów trzeciorzędowych, jak i też fałdy i uskoki trzeciorzędowe. Elementy strukturalne pasa skałkowego mają charakter blokowy ( bryły, soczewki, łuski tektoniczne). Elementy te są uzewnętrznione są w morfologii jako skałki twardszych wapieni jurajskich i dolnokredowych tkwiące w miększych, łatwiej ulegających zniszczeniu osadach łupkowych, marglistych i fliszowych wieku zarówno jurajskiego, jak i kredowego i paleogeńskiego.
Pieniński pas skałkowy przebiega wzdłuż jednej z głównych linii nieciągłości skorupy ziemskiej w Karpatach, gdzie nieciągłość Moho gwałtownie się obniża w kierunku północnym o około 15 km do około 50 km poniżej powierzchni Ziemi. Pas skałkowy jest śladem destrukcyjnej północnej Tetydy . W wyniku różnych procesów ( subdukcji, konsumpcji kier litosfery zachodzących w kilku fazach) nastąpiło wessanie w obręb płaszcza i przetopienie większości pierwotnego podłoża basenów Karpat zewnętrznych (fliszowych), jak też pierwotnego podłoża basenu skałkowego i jego południowych i północnych obrzeży.
2. Basen skałkowy: trias – kreda
Pieniński pas skałkowy zawiera w swej strukturze elementy trzech mezozoicznych basenów osadowych: magurskiego (północnego), właściwego skałkowego (centralnego), manińskiego (południowego). Baseny magurski i właściwy skałkowy oddzielone były od siebie grzbietem egzotykowym północnym(czorsztyńskim), baseny skałkowy i maniński – grzbietem egzotykowym południowym (Andrusova). Strefy sedymentacyjne w obrębie basenów odpowiadają poszczególnym strefom głębokościowym i utworzyły samodzielne jednostki tektoniczne o charakterze płaszczowin lub autochtonu w wyniku kilku faz fałdowań górnokredowych.
Basen skałkowy powstał z przekształcenia się triasowej platformy klastyczno-węglanowej pod wpływem pojawienia się ryftu oceanicznego w triasie górnym. Tworząca się w strefie ryftu skorupa oceaniczna spowodowała odsunięci się od siebie obydwu grzbietów egzotykowych – fragmentów skorupy kontynentalnej: północnego i południowego. Aktywność ryftu oceanicznego w basenie skałkowym zamarła w czasie dolnej jury, a ryft uległ przemieszczeniu na północ od grzbietu czorsztyńskiego gdzie doprowadził do utworzenia się oceanicznej skorupy basenu magurskiego.
W ciągu jury i dolnej kredy najgłębsze osady – typu oceanicznego (osady łupków radiolariowych i radiolaryty) tworzyły się przyjmowanej skorupy oceanicznej. Powstały tam sukcesje pienińska (i ultrapienińska), natomiast osady płytsze tworzyły się na skłonach obydwu grzbietów: czorsztyńskiego (sukcesje: czorsztyńska, czertezicka, niedzicka) i Andrusova (sukcesje: niźniańska i haligowiecka).
W wyższej jurze rozpoczął się etap w kompresji w basenach Karpat wewnętrznych, spowodowany ekspansją grzbietów oceanicznych w południowej części Tetydy. W basenie skałkowym etap ten zaczął się jako subdukcja skorupy oceanicznej wraz z jej pokrywą osadową pod grzbiet Andrusova, który w wyniku tego przekształcił się w łuk wyspowy charakteryzujący się silną działalnością wulkaniczną i plutoniczną.
W następstwie subdukcji, trwającej w basenie skałkowym przez całą kredę, w czasie kredy górnej nastąpiły zmiany batymetryczne: znikła strefa rowu oceanicznego, która uległa wessaniu pod grzbiet Andrusova, sedymentacja zaś uległa ujednoliceniu, przybierając charakter osadów skłonu szelfowego i zewnętrznej platformy szelfowej. Powstały wówczas głównie margle otwornicowe z poziomami radiolariowymi, zastępowane początkowo lokalnie przez klastyczne osady turbidytowe (flisz) osadzane w rynnach i kanionach podmorskich na skłonie szelfowym. W miarę upływu czasu, sedymentacja marglista została zdominowana przez fliszową, jako efekt rozpoczynającej się kolizji orogenicznej.
Cechy przewodnie:
• Liniowość, wyrażona jego znaczną długością
• Obecność litologicznie zróżnicowanych formacji osadowych, o szerokiej stratygraficznie rozpiętości. Utwory jurajskie i dolna kreda złożone są głównie z osadów węglanowych; kreda górna obejmuje filsz dużej miąższości, często grubo- do średnioziarnisty, zawierający duże ilości zlepieńców, olistolitów i olistostromów, złożonych z materiału egzotycznego oraz mniejszej miąższości , głębokowodne ( pelagiczne i hemipelagiczne) radiolaryty i pstre margle.
• Długotrwała – trwająca od albu po mastrycht sedymentacja fliszu, wskazująca na stabilność warunków paleomorfologicznych basenu sedymentacyjnego i jego najbliższego otoczenia.
Basen sedymentacyjny Pienińskiego pasa skałkowego był od strony południowej (wewnętrznej) ograniczony kordylierą zbudowaną po części z oceanicznych metabazaltów, bazaltów toleidowych, metamorfitytów niskotemperaturowo – wysokociśnieniowych (łupków glaukofanowych), metasedymentów itd., charakterystycznych dla melanżu ofiolitowego. Kordyliera ta tworzyła w okresie alb – mastrycht krawędź: wzdłuż ograniczającego ją od strony południowej wgłębnego rozłamu nastąpił leostronny ruch przesuwczy powodując migraje w czasie i przestrzeni momentów rozpoczęcia i zakończeni się sedymentacji fliszowej. Tektogeneza pps związana jest więc ze znacznym skróceniem paleobasenu sedymentacyjnego zrealizowanym w procesie subdukcji skorupy oceanicznej lub paraoceanicznej pod mikropłytę kontynentalną bloku centralno- i wewnątrzkarpackiego.
Fałdowanie górnokredowe
Subdukcja górnokerdowa doprowadziła do kolizji grzbietu Andurasova (południowego ) z grzbietem czorsztyńskim (północnym) w ciągu kampanu (faza młodosubhercyńska), osady morskie pasa skałkowego zostały w większości oderwane od swego pierwotnego położenia, sfałdowane i ponasuwane na siebie w postaci płaszczowin, a następnie wynurzone i poddane głębokiej denudacji. Z płaszczowin i wydźwigniętego grzbietu Andurasova – niszczonych wietrzeniem i erozją rzeczną, powstały synorogeniczne osady zlepieńcowo-piaskowcowe formacji jarmuckiej (mastrycht) o charakterze słodkowodnej molasy , jak też morskiego fliszu. Osady te były składane w obrębie strefy fałdowej, jak też w głębokomorskim rowie magurskim.
Pokrywa paleogeńska
W ciągu paleognu pieniński pas skałkowy (orogen młodosubhercyńsko-laramijski) znajdował się w większości pod pokrywą osadów morskich marginalnej (południowej) części basenu magurskiego, częściowo zaś pod pokrywą osadów marginalnej (północnej) części basenu podhalańskiego.
Paleogen podhalański pokrywał głównie skomplikowana strukturę fałdową (płaszczowinową i łuskową) reglowo-wierchową i myjawską Karpat wewnętrznych, częściowo tylko najbardziej południowe elementy struktury skałkowej.
Basen myjawski z osadami typu pelagicznego o wieku najwyższej kredy i niższego paleogenu powstał jako basen załukowy na zapleczu grzbietu Andurasova, a następnie został sfałdowany w eocenie środkowym.
Fałdowanie trzeciorzędowe
Górnokredowa subdukcja doprowadziła do kolizji młodosubhercyńskiej i laramijskiej i zamknięcia basenu skałkowego. W wyniku tego powstał laramijski orogen skałkowy. Spowodowało to również przemieszczenie się strefy subdukcyjnej na północ od grzbietu czorsztyńskiego. Strefa ta stała się w ciągu trzeciorzędu najbardziej aktywną strefą tektoniczną w Karpatach, doprowadzając na przełomie paleogenu i neogenu, w fazie wczesnosawskiej (oligocen górny-miocen dolny) do ponownego, bardzo silnego przefałdowania pasa skałkowego oraz do powstania fliszowej płaszczowiny magurskiej. Dalsza kompresja podłoża Karpat fliszowych w ciągu miocenu doprowadziła do dalszych przeobrażeń tektonicznych płaszczowiny magurskiej i do powstania pozostałych płaszczowin Karpat zewnętrznych.
W czasie dolnego miocenu, w fazie późnosawskiej, zmiana pola naprężeń w obszarze karpackim przejawiała się jako przekształceni się obydwu kompresyjnych uskoków pasa skałkowego w uskoki przesuwcze lewosuwne. W czasie ruchów przesuwczych powstały dalsze struktury tektoniczne, takie jak megabudinaż, złuskowanie, deformacje ciągłe i nieciągłe, sigmoidy poprzeczne do pasa skałkowego.
Końcowym etapem deformacji trzeciorzędowych w pasie skałkowym były deformacje fazy styryjskiej (środkowy miocen), równoczesne z głównymi fałdowaniami płaszczowinowymi Karpat zewnętrznych. W pienińskim pasie skałkowym powstały wówczas deformacje sztywne (kruche), typu uskoków przesuwczych, następnie także zrzutowych. Otwieranie się szczelin uskokowych podłużnych, a następnie poprzecznych do pasa skałkowego w ciągu miocenu środkowego i górnego ułatwiło intruzję kilku generacji magmy andezytowej pochodzącej z płaszcza.
Posarmackie deformacje tektoniczne w pasie skałkowym obejmują uskoki grawitacyjne poprzeczne do pasa skałkowego, jak też tworzenie się zapadlisk wypełnionych osadami plioceńskimi i plejstoceńskimi. Utwory czwartorzędowe były również deformowane tektonicznie na granicy zrębu skałkowego i płaszczowiny magurskiej (Szaflary), co świadczy o młodej aktywności tektonicznej w strefie północnego uskoku obwodowego pasa skałkowego.