Kreda

Autor opracowania: prof. dr hab. Bronisław Matyja

Utwory kredy należą do dwóch, w przeważającym stopniu morskich, etapów sedymentacyjno-diastroficznych. Pierwszy z nich, trwający ok. 16 mln lat, jest kontynuacją etapu rozpoczętego środkowojurajską transgresją i obejmuje w kredzie utwory niższej jej części (berias – hoteryw). Drugi obejmuje utwory od albu po mastrycht i trwa ok. 36 mln lat. Oba te etapy dzieli trwający 17-21 mln lat czas przebudowy obszaru, nazwany fazą ruchów młodo(neo-)kimeryjskich, oddzielających starszy młodokimeryjski etap sedymentacyjno-diastroficznego od młodszego etapu laramijskiego.

Rozpoznane utwory dolnej kredy występują w synklinie tomaszowskiej w północno-wschodniej części obrzeżenia i w podłożu zapadliska przedkarpackiego. W synklinie tomaszowskiej sedymentację kredową rozpoczęły zlepieńce, złożone z otoczaków wapieni oraz iły i mułowce (Kutek i in. 1989), które zanikają ku południowi, będąc erodowanymi przed transgresją albską (fig. 10).

Fig. 10. Uproszczony schemat litostratygraficzny kredy obrzeżenia Gór Świętokrzyskich (według Tabeli Stratygraficznej Polski 2008)

Miąższość tych w nieciągły sposób zachowanych utworów beriasu i walanżynu (hoterywu) nie sięgała 20 m. Słabo datowane utwory pomiędzy walanżynem a górnym albem mają 150 m miąższości (Poręba 1987) i przypisywany jest im już wiek środkowoalbski.

Bezpośrednio pod utworami miocenu zapadliska przedkarpackiego, a także pod nasunięciem karpackim zidentyfikowano niedawno (Dziadzio i in. 2004, Urbaniec i in. 2010) spory obszar miąższych (co najmniej 188 m) utworów dolnej kredy (Zagorzyce 1) należących do beriasu i walanżynu, a być może również do hoterywu. Obszar pomiędzy dzisiejszą synkliną tomaszowską o obszarem zapadliska przedkarpackiego pozbawiony jest obecnie utworów dolnej kredy. Jednak tetydzkie powinowactwa faun amonitowych znajdowanych w profilach położonych na północ od Gór Świętokrzyskich pozwala wnioskować (Kutek i in. 1989) o istnieniu połączenia obu tych regionów i sedymentacji we wczesnej kredzie także na obszarze dzisiejszych Gór Świętokrzyskich (por. także Cieśliński 1976). Usunięcie utworów związane było z dźwignięciem się równoleżnikowego bloku, który J. Nowak (1927) nazwał wałem metakarpackim, a S. Cieśliński (1976) progiem Wisły. Przebudowa obszaru związana z fazą młodokimeryjską spowodowała tutaj długi okres (część hoterywu aż po wczesny alb) erozji, a przynajmniej niedepozycji.

Transgresja kredowa, związana z drugim etapem sedymentacyjno-diastroficznym, objęła obrzeżenie stopniowo w albie i cenomanie. Zachowane w obrzeżeniu utwory kredy należące do nowego etapu oddzielone są od utworów jurajskich niewielką, ale czytelną w skali regionalnej niezgodnością kątową i potężną luką stratygraficzną. W opisanych odsłonięciach luka ta jest udokumentowana jest w kamieniołomie Małogoszcz i w odsłonięciu Zajęcza Góra. W tym drugim odsłonięciu widoczna jest pomiędzy cenomanem a utworami niżejległymi wyraźna niezgodność kątowa. 

Osady klastyczne rozpoczynające nowy morski etap sedymentacyjny pojawiły się w obrzeżeniu w różnym czasie. W synklinie tomaszowskiej i na północno wschodnim obrzeżeniu w profilu Rachowa miało to miejsce w środkowym albie, na południowo-zachodnim obrzeżeniu w późnym albie (profil Małogoszcza), a nawet we wczesnym cenomanie (Zajęcza Góra). Było to uwarunkowane w skali lokalnej zróżnicowaną morfologią podłoża, a w skali regionalnej podniesieniem lądów śląsko-krakowskiego i sudeckiego, powstałych po dźwigających ruchach młodokimeryjskich. Przykładem może być duży, pozbawiony albu obszar, który ciągnął się wzdłuż południowo zachodniego obrzeżenia i obejmował dużą część synkliny miechowskiej od Radomska po Kraków (Hakenberg i Świdrowska 1998).

Maksymalna miąższość transgresywnych osadów klastycznych kredy występuje na północno-zachodnim obrzeżeniu. Są to piaski z wkładkami ilastymi (formacja piaskowców z Białej Góry), deponowane w płytkim podpływowym środowisku (Marcinowski & Rudowski 1980), gdzie osiągają do 150 m. Ku południowi piaski te lub ich górna część przechodzą w limonityczne piaski i piaskowce (Góra Chełmowa koło Przedborza) i zawierają amonity poziomu Mortoniceras inflatum (Chlebowski i in. 1978). Dalej wzdłuż południowo-zachodniego obrzeżenia miąższość albu spada aż do zupełnego zaniku. Na północno-wschodnim obrzeżeniu klastyczne osady transgresywne także cienieją ku południowi, ale ciągle zawierają albskie i cenomańskie amonity. W Annopolu n. Wisłą występują piaszczyste utwory środkowego i górnego albu, przykryte piaszczystymi marglami glaukonitowymi obejmującymi skondensowany cenoman i siegającymi do najniższego turonu. Zdaniem R. Marcinowskiego i A. Radwańskiego (1983) rolę obszaru alimentacyjnego odgrywał wał metakarpacki, który dostarczał gruboziarnisty materiał zarówno w obręb basenu fliszowego Karpat jak i na teren dzisiejszych Wyżyn Środkowopolskich. Warto zauważyć, że stopień erozji przedalbskiej rósł ku południowi, ale w znacznie większym stopniu ze wschodu na zachód. W obrębie synklinorium miechowskiego, na Jurze Polskiej i jeszcze w większym stopniu na monoklinie przedsudeckiej, transgresywne utwory z pogranicza wczesnej i późnej kredy spoczywają na coraz starszych utworach jury i triasu.

Zmiana sedymentacji z klastycznej na węglanową nastąpiła pod koniec wczesnego turonu (Marcinowski i Radwański 1983). Wówczas też doszło do unifikacji facji na dużym obszarze Polski (Walaszczyk 1992). Począwszy od późnego turonu aż po najwcześniejszy paleocen dominuje w północno-wschodnim obrzeżeniu facja opok z krzemieniami, a w południowo-zachodnim obrzeżeniu facje bardziej margliste (margle i gezy). Oba litotypy lokowane są w obrębie głębszego szelfu. Facja kredy piszącej dominowała na północny wschód od facji opok, konturując krawędź platformy wschodnioeuropejskiej.

Maksymalna miąższość utworów górnej kredy na obszarze synkliny miechowskiej wynosi nieco ponad 1000 m, a w segmencie puławskim synklinorium kościerzyńsko-puławskiego ponad 1500 m (Krassowska 1997). Pod koniec mastrychtu zaznaczyło się zróżnicowanie miąższości, wskazujące na dźwiganie się wału śródpolskiego i dopiero od tego momentu można mówić o formowaniu się niecek położonych po południowo-zachodniej (niecka nidziańska) i północno-wschodniej stronie (niecka puławska) stronie wału śródpolskiego (Narkiewicz i Dadlez 2008).

Pod koniec wczesnego paleocenu doszło do regresji zbiornika morskiego.