AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia – materia y … · W powszechnym użyciu jest skala metryczna Wentworth’a (1922) (W: Gradziński i in., 1986. Zarys Sedymentologii, tab

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia – materiały pomocnicze do ćwiczeń; CZ. 1

Opr. Piotr Strzeboński; [email protected] -1- Wer. 1.

Materiały pomocnicze do ćwiczeń z sedymentologii (tekst) – cz. 1 (zarys problematyki) opracowano dla celów dydaktycznych na podstawie wybra-nej literatury. Figury ilustrujące przedstawione zagadnienia dostępne są w cytowanej literaturze oraz w czasie prezentacji na ćwiczeniach. Prawy margines pozostawiono dla notatek własnych.

Spis treści

LITERATURA ................................................................................................................... 2

I. ANALIZA GRANULOMETRYCZNA ........................................................................ 4

II. ANALIZA PALEOTRANSPORTU MATERIAŁU OKRUCHOWEGO................ 9

III SEDYMENTOLOGICZNA ANALIZA LITOFACJALNA ..................................... 13

SEDYMENTACJA FLISZOWA ................................................................................... 14

IV. SEDYMENTACJA WĘGLONOŚNA ........................................................................ 25



LITERATURA Allen J.R.L., 1985. Principles of Phisical Sedimentology. Wyd. Allen & Unwin, London, 1-

272. Boggs S.Jr., 1992. Petrology of Sedimentary Rocks. Macmillan Publishing Company, New

York, 1-707 Dżułyński S., 1963. Wskaźniki kierunkowe transportu w osadach fliszowych. Studia Geologi-

ca Polonica, XII, Polska Akademia Nauk, Zakład Nauk Geologicznych, Warszawa. Dżułyński S., 2001. Atlas struktur sedymentacyjnych fliszu karpackiego. Instytut Nauk Geo-

logicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, 132 s. Dżułyński S. & Walton E. K., 1965. Sedimentary features of flysch and greywackes. Elsevier

Publishing Company, Amsterdam London New York, 274 s. Ghibaudo G., 1992. Subaqueous sediment gravity flow deposits: practical criteria for their

field description and classification. Sedimentology, 39: 423-454. Gradziński R., Kostecka A., Radomski A. & Unrug R., 1986. Zarys Sedymentologii, Wyd.

Geol., Warszawa, 628. Krawczyk A. & Słomka T., 1994. Podstawowe metody matematyczne w geologii. Skrypty

Uczelniane 1393, Wyd. AGH, Kraków, 168. Prothero D. R. & Schwab F., 1996. Sedimentary Geology. W. H. Freeman and Company,

New York, 575. Reading H. G, & Richards M., 1994. Turbidite systems in deep-water basin margins classified

by grain size and feeder system. Bull. Am. Assoc. Petrol., 78, 5, 792-822. Słomka T., 1995. Głębokomorska sedymentacja silikoklastyczna warstw godulskich Karpat.

Prace Geol. PAN, 139: 7-132. Kraków. Strzeboński P., 2001. Sekwencje kanałowe w warstwach istebniańskich (kampan-paleocen)

Beskidu Śląskiego. Kwart. AGH. Geologia 27, 1, Kraków: 181-199. Strzeboński P., 2003. Środowisko sedymentacyjne warstw istebniańskich (górny senon - pa-

leocen) na zachód od Skawy. Praca doktorska. Arch. Biblioteki Głównej, AGH Kraków. Strzeboński P., 2005. Debryty kohezyjne warstw istebniańskich (senon górny –paleocen) na

zachód od Skawy. Kwartalnik AGH Geologia, 31, 2, 201-224. Strzeboński P., 2007. Kaskady rodła atrakcją geoturystyczną Beskidu Śląskiego. Geoturysty-

ka 1 (8), kraków, 21-28. Stanley S.M., 2002. Historia Ziemi, Wyd. Nauk. PWN, Warszawa.



I ANALIZA GRANULOMETRYCZNA

Analiza granulometryczna zajmuje się pomiarem i opisem rozkładu wielkości ziaren w skałach. Najczęściej związana jest z analizą skał okruchowych (=klastycznych, =detrytycznych) i dotyczy zarówno szkieletu ziarnowego jak i spoiwa detrytycznego typu matriks (=matrix). Identyczne lub podobne metody stosuje się także w badaniach innych ty-pów skał osadowych, a nawet w badaniach skał krystalicznych.

Pojęcie „ziarno” jest stosowane w znaczeniu ogólnym i dotyczy elementów składo-

wych osadu klastycznego, takich jak: ziarna mineralne, okruchy skał, szczątki organizmów, itp.

Wyniki analizy granulometrycznej umożliwiają opis charakteru uziarnienia danej skały, pośrednio pozwalają na określenie mechanizmów paleotransportu materiału klastycznego, a także mogą być podstawą interpretacji genetycznych (np.: osad środowiska sedymentacyjne-go rzeki roztokowej, pustyni, itd.).

Wielkość ziaren

W badaniach sedymentologicznych stosuje się podział ziaren na klasy o określonych granicznych wielkościach średnicy ziarna. W powszechnym użyciu jest skala metryczna Wentworth’a (1922) (W: Gradziński i in., 1986. Zarys Sedymentologii, tab. 3-1, str. 84), w której średnice ziaren wyrażone są w milimetrach. Klasy uziarnienia podzielone są w tej skali na 4 główne frakcje (Tab. 1).

Tab. 1

Frakcje główne Średnica [mm] jednostki [φ]

------------------------------- żwir (frakcja psefitowa) -------------------------------

4096 ------------

2,0 --------------

-12 --------------

-1,0 ------------- piasek (f. psamitowa) -------------------------------

0,0625 ----------

4,0 --------------

pył (f. aleurytowa) -------------------------------

0,0039 ----------

8,0 --------------

ił (f. pelitowa)



Dodatkowo frakcje główne dzieli się na tzw. frakcje podstawowe np. (Tab. 2).

Tab. 2 Frakcja główna

Frakcja podstawowa Średnica

[mm] jednostki [φ]

Żwir

bardzo gruboziarnisty <256 ÷ 4096) <-8 ÷ -12) gruboziarnisty <32 ÷ 256) <-5 ÷ -8) średnioziarnisty <4 ÷ 32) <-2 ÷ -5) drobnoziarnisty <2 ÷ 4) <-1 ÷ -2)

Piasek

bardzo gruboziarnisty <1 ÷ 2) <0 ÷ -1) gruboziarnisty <0,5 ÷ 1) <1 ÷ 0) średnioziarnisty <0,25 ÷ 0,5) <2 ÷ 1) drobnoziarnisty <0,125 ÷ 0,25) <3 ÷ 2) bardzo drobnoziarnisty <0,0625 ÷ 0,125) <4 ÷ 3)

Pył gruboziarnisty <0,031 ÷ 0,0625) <5 ÷ 4)

Do obliczeń statystycznych dogodniejsza jest skala Krumbein’a (1934, 1964), w której

wielkość ziarna (d) w mm wyraża się w jednostkach fi (φ), gdzie: φ = - log2d [mm], d = 2-φ

Zastosowanie jednostek φ (przekształcenie logarytmiczne) powoduje symetryzację roz-kładu uziarnienia, gdyż rozkłady wielkości ziaren najczęściej są asymetryczne (zał. 1), a ich logarytmiczne przekształcenie symetryzuje ich rozkład zbliżając go do normalnego.

Zastosowanie ujemnego znaku w tym przeliczeniu pozwala ponadto na operowanie

liczbami dodatnimi w odniesieniu do ziaren o średnicy mniejszej od 1 mm (Tab. 1 i 2), które to ziarna przeważają w większości badanych osadów. Ponadto ziarna najmniejsze mają naj-większe wartości φ, a ziarnom psefitowym odpowiadają małe wartości.

Metody badania wielkości ziaren Technika pomiaru zależy od rozmiarów ziaren oraz od stopnia zlityfikowania (zwięzło-

ści) osadu. 1. W przypadku skał psefitowych (zwłaszcza grubo psefitowych, utworzonych z ziaren

frakcji żwiru i większych) stosuje się bezpośredni pomiar za pomocą podziałki mm lub suw-miarki.

Odnajduje się wówczas dla każdego ziarna jego oś najdłuższą i najkrótszą, a następnie mierzy się długość osi średniej, która najczęściej przyjmowana jest jako miara wielkości zia-ren. Wyniki podaje się ilościowo w postaci liczby lub procentu ziaren o danej wielkości.

2. Skały psamitowe (utworzone z ziaren frakcji piasku), luźne lub dające się łatwo roz-drobnić bez uszkodzenia składników (np. przez rozpuszczenie spoiwa w wodzie) bada się metodą analizy sitowej (metoda przesiewania ziaren na odpowiednim zestawie sit). Rozkład wielkości ziaren wyraża się w procentach wagowych w oparciu o ciężar składników zatrzy-manych na poszczególnych sitach. Skały zwięzłe bada się przy zastosowaniu mikroskopu (rozkład wyrażony jest wówczas ilością ziaren w określonych przedziałach wielkości). Wyni-ki uzyskane metodą analizy sitowej i mikroskopowej nie są ze sobą bezpośrednio porówny-walne, natomiast można stosować odpowiednie wzory przeliczeniowe.



3. Do badania skał aleurytowych i pelitowych (o frakcji pyłowej i iłowej) stosuje się metody sedymentacyjne, wykorzystujące tzw. wagi sedymentacyjne skonstruowane w opar-ciu o prawo Stokes’a (prawo podające funkcyjną zależność między wielkością ziarna, a pręd-kością jego opadania w płynie).

Sposoby prezentacji wyników

Wyniki analiz uziarnienia przedstawia się graficznie w formie histogramów rozkładu wielkości ziaren (=wykresów słupkowych) i/lub w formie krzywych uziarnie-nia(=krzywych kumulacyjnych, =kumulant) (zał. 2) oraz przez podanie liczbowych cha-rakterystyk rozkładów.

Histogram jest to wykres wykonany w prostokątnym układzie współrzędnych, w któ-rym na osi odciętych odkłada się granice przedziałów klasowych. Grupowanie danych w od-powiedniej liczbie przedziałów klasowych (np: 6, 7 lub 8) powoduje usunięcie szumów loso-wych. Zbyt duża liczba przedziałów (powyżej 10) powoduje, że obraz staje się mniej czytelny (skażony losowym rozkładem). Na osi rzędnych odkłada się częstości wyrażone w procentach lub liczebności odpowiednich klas. Histogram pokazuje jaki procent lub ile obserwacji przy-pada na daną klasę.

Na podstawie histogramu odczytujemy klasę modalną (Mo) (=wartość modalną), któ-ra jest określona środkowym punktem klasy najliczniejszej. Również z histogramu dowiadu-jemy się o jego typie: mono- lub polimodalny(o dwóch maksimach).

Kumulanta jest to wykres wykonany w prostokątnym układzie współrzędnych, w któ-rym na osi odciętych odkłada się granice przedziałów klasowych, a na osi rzędnych częstości skumulowane wyrażone w procentach lub liczebności skumulowane odpowiednich klas. Ku-mulanta pokazuje jaki procent lub ile obserwacji mieści się poniżej danej wartości.

Z kumulanty będziemy odczytywać wartości poszczególnych percentyli i obliczać na ich podstawie pozostałe parametry.

Podstawą konstrukcji histogramu i/lub kumulanty jest tzw. szereg rozdzielczy. Two-rzymy go w ten sposób, że zakres zmienności wielkości ziaren dzielimy na klasy, którym przyporządkowujemy wszystkie pomiary (zwykle nie więcej niż 10 klas) (Tab. 3).

Tab. 3

Granice klas φ Udziały procentowe Udziały procentowe skumu-lowane

-2 do -1 3 3 -1 do 0 12 15 0 do 1 20 35 1 do 2 37 72 2 do 3 18 90 3 do 4 10 100

Σ = 100

Szereg rozdzielczy, a zwłaszcza histogram lub kumulanta dają poglądowe, naoczne przedstawienie sposobu rozmieszczenia danych wewnątrz zakresu zmienności.

Liczbowe charakterystyki rozkładu

Charakterystyki te, czyli statystyczne parametry rozkładu wielkości ziaren można obliczyć (oszacować) metodą graficzną, odczytując wartości odpowiednich percentyli (czyli tzw. momentów rozkładu) z wykresu kumulanty, a następnie podstawiając je do odpowied-nich wzorów (Folk i Ward 1957). W związku z tym na kumulancie oznaczamy następujące percentyle: φ 5, φ 16, φ 25, φ 50, φ 75, φ 84, φ 95 %.



φ 50 - jest to inaczej mediana (Me), środkowy wyraz uporządkowanego szeregu, charakteryzująca środek rozkładu 1. Przeciętna wielkość ziaren (graficzna średnia arytmetyczna) – czyli średnia średnica

M = (φ 16+ φ 50 + φ 84) / 3,

2. Wysortowanie (graficzne odchylenie standardowe) – jest miarą rozproszenia wartości średnic ziaren (Tab. 4).

W = [(φ 84 - φ 16) / 4] + [(φ 95- φ 5) / 6,6],

Tab. 4 Stopień wysortowania ziaren

Wartość W

bardzo dobrze wysortowane (b.d.w.)

<0,35 (b.d.w.) ------- 0,50 ------- 0,71 ------- 1,00 ------- 2,00 ------- 4,00 -------

dobrze wysortowane umiarkowanie dobrze wysortowane umiarkowanie wysortowane źle wysortowane bardzo źle wysortowane nadzwyczaj źle wysortowane

3. Skośność – jest miarą asymetrii rozkładu. W przypadku rozkładu symetrycznego ma war-

tość 0. Rozkład z „ogonem” po stronie frakcji drobniejszych ma skośność dodatnią (+), a po stronie frakcji grubszych ujemną (-) (zał. 1).

Sk = [(φ 16 + φ 84 - 2 φ 50) / 2(φ 84 - φ 16)] + [(φ 5 + φ 95 - 2 φ 50) / 2(φ 95 - φ 5)],

4. Spłaszczenie (stromość rozkładu), Sp (+) rozkład stromy (pośrednio wskazuje na dobre wysortowanie, Sp (-) rozkład spłaszczony (pośrednio wskazuje na złe wysortowanie).

Sp = (φ 95 - φ 5) / [2,44(φ 75 - φ 25)].



Interpretacja genetyczna rozkładów wielkości ziaren Istniejące w osadach rozkłady wielkości ziaren mogą być interpretowane jako mieszani-

ny dwóch lub więcej populacji składników ziarnowych, z których każda odpowiada określo-nemu mechanizmowi transportu (trakcja, saltacja i suspensja).

Przyjmuje się założenie, że odcinki prostolinijne, na jakie dzieli się kumulanta, wykre-

ślona na logarytmicznej siatce prawdopodobieństw (zał. 2 i 3), odpowiadają różnym popu-lacjom ziaren (Visher 1969), z których każda ma rozkład zbliżony do normalnego. W osadzie jednak populacje te są zmieszane wskutek depozycji związanej z różnymi mechanizmami transportu.

Zazwyczaj krzywa dzieli się na trzy odcinki. Najniższy (gruboziarnisty) odpowiada

trakcji (populacji ziaren transportowanych przez bezpośrednie wleczenie po dnie), środkowy – saltacji („przeskakiwaniu” ziaren), a najwyższy (drobnoziarnisty) - suspensji (transport w zawiesinie). Niekiedy odcinek środkowy rozpada się na dwa i reprezentuje wówczas dwie populacje: przemieszczanie w saltacji i w chwilowym zawieszeniu.

Położenie punktów przegięcia, nachylenie prostolinijnych odcinków oraz proporcje

ziaren należących do różnych populacji charakteryzują różne środowiska sedymentacji (Visher 1969).

Literatura

Allen J.R.L., 1985. Principles of Phisical Sedimentology. Wyd. Allen & Unwin, London, 1-

272. Boggs S.Jr., 1992. Petrology of Sedimentary Rocks. Macmillan Publishing Company, New

York, 1-707 Gradziński R., Kostecka A., Radomski A. & Unrug R., 1986. Zarys Sedymentologii, Wyd.

Geol., Warszawa, 628. Krawczyk A. & Słomka T., 1994. Podstawowe metody matematyczne w geologii. Skrypty

Uczelniane 1393, Wyd. AGH, Kraków, 168. Prothero D. R. & Schwab F., 1996. Sedimentary Geology. W. H. Freeman and Company,

New York, 575. Stanley S.M., 2002. Historia Ziemi, Wyd. Nauk. PWN, Warszawa.



II ANALIZA PALEOTRANSPORTU MATERIAŁU OKRUCHOWEGO

Analiza paleotransportu (AP) ma na celu odtworzenie kierunków prądów transportujących materiał klastyczny (=okruchowy, =detrytyczny) w obrębie basenów sedymentacyj-nych.

AP jest ważnym elementem analizy basenów sedymentacyjnych (=analizy basenowej), której celem jest rekonstrukcja systemów depozycyjnych (w czasie i w przestrzeni) i sformułowanie modelu ich rozwoju.

Wyznaczenie głównych kierunków transportu ziaren pozwala odtworzyć różne elementy bu-

dowy basenów i ich otoczenia, takie jak:

- kierunki nachylenia paleoskłonu, - kierunki zmian facjalnych, - położenie obszarów źródłowych materiału klastycznego.

Rozkład paleotransportu w basenach fliszowych W analizie paleotransportu wykorzystuje się trzy grupy cech osadów: 1. cechy kierunkowe, 2. c. skalarne, 3. c. jakościowe.

1. c. kierunkowe – dostarczają bezpośredniej informacji o kierunku prądu: 1.1. cechy linijne – pozwalające wyznaczyć tylko kierunki linii prądu, są to:

1.1.1. ślady i/lub hieroglify wleczenia, toczenia, poślizgów, 1.1.2. orientacja dłuższych osi ziaren, 1.1.3. smugi, grzbiety i bruzdy prądowe, 1.1.4. kanały i rozmycia erozyjne, 1.1.5. lineacja oddzielnościowa,

1.2. cechy azymutowe – pozwalają zmierzyć zwrot kierunku prądu: 1.2.1. odlewy jamek wirowych, 1.2.2. odlewy śladów opływania, 1.2.3. odlewy zadziorów uderzeniowych, 1.2.4. warstwowanie lub laminacja przekątna, 1.2.5. imbrykacja ziarn.

Nie tylko w osadach fliszowych mamy do czynienia z cechami kierunkowymi. Również

w innych środowiskach sedymentacyjnych bierze się je pod uwagę np.: osady eoliczne, ba-rańce, rysy lodowcowe, osady rzeczne itp.



2. cechy skalarne – pozwalają na określenie kierunku transportu w oparciu o gradient danej cechy (czyli w oparciu o kierunek największej zmienności danej cechy). Przykładem cechy skalarnej jest wielkość ziaren materiału klastycznego. Same wielkości cech ska-larnych nie mówią nam wiele, dopiero zestawienie ich rozkładu na mapie pozwala na określenie największej zmienności, czyli gradientu danej cechy (np. mapa kierunków zmian wielkości uziarnienia).

gradienty cech skalarnych

2.1. gradient wielkości ziaren, 2.2. gradient miąższości ławic (gradient ilości materiału klastycznego w jednost-

kach warstwowania).

3. cechy jakościowe – czyli takie, które rozpatruje się z punktu widzenia obecności lub braku danego zjawiska np. zasięg występowania jakiegoś rodzaju eratyków w osadach polo-dowcowych, charakterystycznych dla danego obszaru alimentacyjnego wskazuje dokąd i skąd dany materiał został przetransportowany przez lądolód. Najbardziej przydatne są takie cechy, które występują pospolicie i są łatwe do roz-

poznania i zmierzenia. Najcenniejsze są cechy azymutowe.

Metodyka pomiarów W kompleksowej analizie paleotransportu należy kierować się następującymi zasadami:

- w poszczególnych stanowiskach pomiarowych zbiera się osobne populacje dla róż-nych cech (kierunkowych, skalarnych itp.) i typów litofacjalnych (skał o różnej li-tologii i wykształceniu cech strukturalnych),

- mierzy się elementy zalegania warstw i elementy struktur tektonicznych, - odrzuca się pomiary niepewne (tzn. dokumentuje się je z odpowiednim komentarzem

osobno), - w końcowym etapie łączy się populacje z poszczególnych odsłonięć w większe popu-

lacje dla całej formacji. Jeśli skały zostały tektonicznie wyruszone z pierwotnego położenia, przyjmowanego

zwykle jako poziome, (choć występują odstępstwa od tej reguły, gdyż powierzchnia depozy-cji osadu może być pierwotnie nachylona), to zachodzi potrzeba przetworzenia (rotacji) wy-ników, w celu sprowadzenia ich do pierwotnej orientacji.

Można tego dokonać poprzez:

- rotację wokół linii rozciągłości, - rotację osi fałdu, - rotację poziomą. Jeśli różnice między orientacją pierwotną, a obserwowaną są rzędu 25°, to błąd pomiaru

nie przekroczy 3° i można zaniedbać rotację, różnice do 45° dają błąd ok. 10°. Powyżej 45° różnicy bezwzględnie należy przeprowadzić rotację.



Analiza statystyczna wyników pomiarów

Sposoby prezentacji wyników Wyniki nielicznych pomiarów kierunku transportu materiału okruchowego przedstawia

się zwykle opisowo (np. z NE na SW), względnie graficznie za pomocą strzałek. Wyniki licz-nych populacji (powyżej 30 pomiarów) opracowuje się metodami statystycznymi. Podstawo-wymi i najistotniejszymi parametrami są:

A. kierunek średni i jego istotność, B. współczynnik koncentracji.

Wcześniej jednak zwykle prezentuje się wyniki w formie graficznej. Pierwszym etapem analizy jest sporządzenie szeregu rozdzielczego pomiarów kierun-

ków. Tworzymy go dzieląc zakres zmienności pomiarów w populacji na rozłączne równe klasy, co 30°, którym przyporządkowujemy poszczególne pomiary (Tab. 1).

Tab. 1

Numery klas

Granice klas [w °]

Środki klas [w °]

Liczebności Klas [szt.]

Częstości klas [%]

1 <345 – 15)

0 5 4,0

2 15 - 45 30 10 8,0 3 45 - 75 60 23 18,4 4 75 - 105 90 18 14,4 5 105 - 135 120 5 4,0 6 135 - 165 150 21 16,8 7 165 - 195 180 13 10,4 8 195 - 225 210 9 7,2 9 225 - 255 240 0 0,0 10 255 - 285 270 6 4,8 11 285 - 315 300 9 7,2 12 <315 –

345) 330 6 4,8

Tab. 1. Przykład z: „Podstawy statystyki danych kierunkowych”, s.104. W: Krawczyk A. &

Słomka T., 1994. Podstawowe metody matematyczne w geologii, skrypty uczelniane nr. 1393, Wyd. AGH, Kraków. Najczęściej stosowanym sposobem graficznej prezentacji danych kierunkowych

jest histogram kołowy tzw. diagram rozetowy (=diagram róży = róża kierunków), spo-rządzany w oparciu o szereg rozdzielczy.

Sposoby konstrukcji diagramu rozetowego

1. Częstości (lub liczebności) klas przedstawia się jako punkty leżące na kierunkach, be-dących środkami odpowiednich przedziałów; po połączeniu sąsiednich punktów odcin-kami otrzymujemy diagram (Krawczyk & Słomka, op. cit.)

2. lub częstości (względnie liczebności) klas przedstawia się jako łuki zawarte między

kierunkami, wyznaczającymi granice przedziałów; diagram otrzymujemy dorysowując odpowiednie brakujące promienie.



Podstawowe charakterystyki statystyczne

A. Kierunek średni

– n n

ϕ = arc tg Σ sinϕi / Σ cosϕi , ϕi – wektor jednostkowy (wartość pomiaru) i=1 i=1 n - liczba wektorów

Istotność kierunku średniego

Aby można było mówić, że obliczony kierunek średni jest realny (tzn. naprawdę istnie-je w środowisku sedymentacyjnym) zachodzi potrzeba zbadania, czy poszczególne obserwa-cje są wystarczająco skupione wokół obliczonego kierunku średniego.

Służą do tego odpowiednie testy, w których tzw. hipoteza zerowa (H0) zakłada, że

wektory jednostkowe są zorientowane losowo w różnych kierunkach. Odrzucenie tej hipotezy będzie równoznaczne z uznaniem (na obranym poziomie istotności np. α=0,05) kierunku średniego za realnie istniejący (pod warunkiem, iż badany rozkład jest jednomodal-ny!!!).

Test dla małych prób - J. S. Rao, w przypadku dysponowania niewielką ilością pomia-rów.

Aby zbadać istotność kierunku średniego obliczonego na podstawie próby (ϕi), i=1,2, ..., n, porządkujemy najpierw wartości ϕi w kolejności od najmniejszej do największej, a na-stępnie obliczamy Ti=ϕi+1-ϕi dla i=1,2, ...,n-1 oraz Tn=ϕ1-ϕn+360. Do weryfikacji hipotezy zerowej służy statystyka, której wartości krytyczne podano w tab. IX, na stronie 168 (Kraw-czyk A. & Słomka T., 1994. Podstawowe metody matematyczne w geologii, skrypty uczel-niane nr. 1393, Wyd. AGH, Kraków). Na przykład dla n 10 i α 0,05 = 172,08.

Jeżeli wartość obliczona przekracza tą krytyczną dla zadanego poziomu istotności, to H0 należy odrzucić.

n

Un > Ukryt. n\α , Un = Σ Ti – 360/n / 2 , Ti = ϕi + 1 - ϕi dla i = 1,2,...,n-1 i=1 oraz Tn = ϕ1 - ϕn + 360

B. Współczynnik koncentracji - mierzy skupienie wektorów jednostkowych zbioru

{фi}wokół kierunku średniego.

____________________________________ n n

√ (∑ sinϕi)2 + (∑ cosϕi)2 i = 1 i = 1

L = _________________________________________________________________ x 100, [%]

n



Interpretacja genetyczna wyników analizy paleotransportu

Kierunki paleoprądów wykazują zwykle jeden z kilku charakterystycznych, typów układów (ryc. 13-6, str. 548, Zarys Sedymentologii, op. cit.):

I. Układ unimodalny (jednomodalny) - z jednym maksimum, posiada mały zakres zmienno-

ści wyrażający się wysoką wartością współczynnika zwartości (=koncentracji) i dowo-dzi małego zróżnicowania kierunków paleoprądów. Układ taki interpretowany jest jako jednokierunkowy, mniej lub bardziej skoncentrowany przepływ, np. w środowisku rzecznym.

II. Układ bimodalny - z dwoma maksimami. Jeżeli kierunki są wzajemnie przeciwstawne

(maksima różnią się o 180°) to układ taki nazywamy bipolarnym. Obecność kierunków przeciwstawnych dowodzi działania prądów skierowanych przeciwnie, np. w strefie pływów (przypływów i odpływów).

III. Układ polimodalny (wielomodalny) - z więcej niż dwoma maksimami. Obecność kilku

kierunków dowodzi działania różnie skierowanych prądów, np. w środowisku eolicz-nym (zmienne kierunki wiania wiatrów na pustyni).

Literatura

Dżułyński S., 1963. Wskaźniki kierunkowe transportu w osadach fliszowych. Studia Geologi-

ca Polonica, XII, Polska Akademia Nauk, Zakład Nauk Geologicznych, Warszawa. Dżułyński S., 2001. Atlas struktur sedymentacyjnych fliszu karpackiego. Instytut Nauk Geo-

logicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, 132 s. Dżułyński S. & Walton E. K., 1965. Sedimentary features of flysch and greywackes. Elsevier

Publishing Company, Amsterdam London New York, 274 s. Gradziński R., Kostecka A., Radomski A. & Unrug R., 1986. Zarys Sedymentologii, Wyd.

Geol., Warszawa, 628 s. Krawczyk A. & Słomka T., 1994. Podstawowe metody matematyczne w geologii, Skrypty

Uczelniane 1393, Wyd. AGH, Kraków, 168 s. Prothero D. R. & Schwab F., 1996. Sedimentary Geology, W. H. Freeman and Company,

New York.



III SEDYMENTOLOGICZNA ANALIZA LITOFACJALNA

Celem sedymentologicznej analizy litofacjalnej jest rekonstrukcja kopalnych środo-wisk depozycyjnych. Analiza ta polega na powiązaniu cech litologicznych utworów z me-chanizmami ich depozycji, kierunkami paleotransportu, stratygrafią oraz sekwencjami i kom-pleksami depozycyjnymi. Wynikiem analizy jest przedstawienie modelu systemu depozycyj-nego i jego ewolucji w czasie.

W ujęciu sedymentologicznym litofacją nazywamy skałę osadową posiadającą charak-terystyczne cechy wykształcenia:

1. skład mineralny, 2. cechy teksturalne, 3. struktury sedymentacyjne, 4. barwa, 5. szczątki organizmów.

Facje wyróżnione na podstawie litologicznych cech wykształcenia utworów określa się

jako litofacje. Innym typem są tzw. biofacje czyli facje wydzielane wyłącznie w aspekcie występujących w skale skamieniałości.

Pojęcie lito- lub biofacji zwykle powinno być stosowane w znaczeniu czysto opisowym tzn. np. litofacja piaskowcowa, mułowcowa, wapienna itd.. Stosowanie facji w znaczeniu genetycznym (np. facja turbidytowa) zaciera bowiem granicę między obserwacją cech skały (które są podstawą wydzielenia lito- lub biofacji), a genetyczną jej interpretacją.

Trójwymiarowa forma nagromadzenia utworów, reprezentujących jedną fację określana jest jako tzw. litosom. Granice litosomów zwykle nie pokrywają się z granicami wiekowymi o charakterze izochronicznym (są diachroniczne) (ryc. 11-1, Zarys Sedymentologii). Odpo-wiednio duże litosomy mogą być wydzielane jako tzw. jednostki litostratygraficzne

Ogólne podobieństwo utworów tworzących litosom pozwala założyć, że powstawały one w podobnych warunkach środowiskowych. Obszar zbliżonych warunków środowisko-wych określany jest mianem litotypu.

Powstawanie w obrębie danego środowiska sedymentacyjnego, w tym samym czasie

różnych osadów jest podstawą wydzielania węższych w sensie środowiskowym obszarów tzw. subśrodowisk sedymentacji np.: w obrębie środowiska sedymentacyjnego rzeki można wyróżnić subśrodowisko koryta rzeki, wałów przykorytowych i równi zalewowej.

Interpretacja całego systemu depozycyjnego wymaga rozpoznania przestrzennych rela-cji pomiędzy osadami poszczególnych subśrodowisk i środowisk, analizy kierunków paleo-transportu materiału klastycznego i źródeł jego pochodzenia oraz określenia wpływu tektoniki i eustatyki na sedymentację.

Sedymentologiczna analiza litofacjalna składa się zwykle z kilku etapów:

1. opis utworów, 2. wydzielenie litofacji, sublitofacji i interwałów depozycyjnych, 3. analiza pionowego następstwa i poziomego rozprzestrzenienia litofacji, 4. wydzielenie sekwencji i/lub kompleksów depozycyjnych, 5. interpretacja środowiska i subśrodowisk sedymentacji, 6. analiza kierunków paleotransportu materiału klastycznego, 7. analiza paleogeograficzna, 8. analiza mikrofaunistyczna, 9. model systemu depozycyjnego i jego rozwój w czasie.



SEDYMENTACJA FLISZOWA Flisz – morskie skały osadowe, zbudowane z materiału pochodzenia terygenicznego, o miąż-

szości rzędu kilometrów, powstające w stosunkowo głębokich basenach sedymentacyj-nych przy udziale spływów grawitacyjnych, składające się generalnie z przeławicają-cych się (występujących naprzemian) piaskowców/zlepieńców i łupków (mułowcowych i/lub iłowcowych), powstające w pre- lub wczesnoorogenicznym etapie rozwoju syste-mu depozycyjnego.

Termin flisz przeciwstawiany jest tzw. molasie będącej utworem późno- lub postorogenicz-nym).

Podstawowe cechy utworów fliszowych:

1. morskie utwory osadowe, złożone z materiału pochodzącego głównie z niszczenia lądu (zbudowane z materiału terygenicznego),

2. serie o znacznej miąższości (kilka do kilkunastu tysięcy metrów), 3. utwory składające się w przewadze z przeławicających się (występujących naprzemian)

piaskowców i łupków (pyłowców, mułowców lub iłowców). Mogą także występować serie złożone niemal wyłącznie z piaskowców i/lub zlepieńców lub tylko z łupków. Inne typy utworów jak np.: margle, wapienie detrytyczne czy rogowce są rzadsze,

4. piaskowce i zlepieńce zazwyczaj są średnio lub źle wysortowane i zawierają znaczną do-mieszkę frakcji pyłowych i/lub iłowych (detrytyczne matriks),

5. powierzchnie spągowe piaskowców i zlepieńców są zwykle ostro zaznaczone, erozyjne i/lub deformacyjne, często pokryte hieroglifami, natomiast ich powierzchnie stropowe są zwykle mniej wyraźne, często zaznacza się stopniowe przejście w nadległy osad mu-łowcowy (np litofacja SM – piaskowców z mułowcami i MS – mułowców z piaskow-cami),

6. w ławicach litofacji SM i MS powszechnie występują struktury sedymentacyjne tzw. „se-kwencji” Boumy (Ta, Tb, Tc, Td i Te),

7. skamieniałości poza tzw. mikrofauną np. otwornicami są w utworach fliszowych rzadkie.

Modele sedymentacji fliszowej W zależności od sposobu dostarczania materiału klastycznego do basenu sedymentacyj-

nego, utwory typu fliszowego mogą osadzać się w obrębie trzech typów głębokowodnych systemów depozycyjnych (Reading i Richards 1994):

1. punktowo zasilanych stożków podmorskich, 2. wielopunktowo zasilanych ramp, 3. liniowo zasilanych fartuchów. Mogą także być deponowane w strefie skłonu i równi basenowej.

Dodatkowo systemy depozycyjne różnicuje się w zależności od przeważającego rodzaju

deponowanego materiału: 1. żwir, 2. piasek, 3. muł, 4.kombinacje mieszane.

Np.: stożek mułowy, rampa piaszczysto-mułowa, fartuch żwirowo-piaszczysty. W obrębie stożków dodatkowo wyróżnia się trzy strefy:

1. wewnętrzną – tzw. stożek wewnętrzny (kanał główny), 2. środkową – tzw. stożek środkowy (kanały rozprowadzające).

3. zewnętrzną – tzw. stożek zewnętrzny (loby depozycyjne i ich obrzeżenie).



Głębokomorska sedymentacja silikoklastyczna (zarys analizy litofacjalnej opr. na podst. wybranej literatury oraz pracy doktorskiej: Strzebo-

ński, 2003)

Wstęp Należy wyraźnie sprecyzować cel badawczy i sformułować główne tezy pracy np.:

cel – rekonstrukcja środowiska sedymentacji wydzielenia litostratygraficznego „x” tezy – skonstruowanie modelu systemu depozycyjnego i przedstawienie jego rozwoju w cza-

sie, uzyskanie nowych danych na temat paleogeografii regionu.

1. Historia badań Następnie należy zapoznać się z konkretnymi opracowaniami, które mają bliski związek

z tematyką naszego projektu i przedstawić ich wyniki np. Y (1999) utwory „x” rozpoznał w ..., zaproponował ..., wydzielił ... .

2. Metodyka badań

Należy przyjąć określoną metodologię badawczą, powołując się na konkretnego autora (autorów) lub przyjąć wersję zmodyfikowaną bądź własną, dostosowaną do specyfiki naszych badań.

Np. dla serii utworów fliszowych można przyjąć następującą metodykę: 1. charakterystykę lateralnej oraz pionowej zmienności wykształcenia analizowanych

utworów należy przeprowadzić dla dobrze zdefiniowanych regionów badawczych (rejonów fizjograficznych – np. Beskid Śląski, jednostek tektonicznych – np. płaszczowina (jednostka) śląska, wydzieleń litostratygraficznych – np. warstwy istebniańskie).

2. Prace terenowe koncentruje się głównie na opisie litologiczno-sedymentologicznym dostępnych profili w wychodniach badanych warstw lub rdzeni wiertniczych.

3. Jako główną metodę badawczą wykorzystuje się sedymentologiczną analizę litofa-cjalną wiążącą cechy litologiczne utworów z mechanizmami ich depozycji, kierunkami paleo-transportu, stratygrafią oraz sekwencjami i kompleksami depozycyjnymi.

4. Technika badań polega na założeniu kodowej dokumentacji w postaci karty odsłonię-cia (np. Kotlarczyk i in. 1997) zawierającej informacje identyfikacyjno-lokalizacyjne, szkic i opis wychodni, wymiary oraz rodzaj odsłonięcia, litostratygrafię z podaniem podstawy okre-ślenia nazwy, sytuację geologiczną ułożenia warstw z podaniem elementów zalegania, obser-wacje sedymentologiczne z określeniem litofacji rozpoznanych utworów, wielkości ziarna i/lub klastów, typu powierzchni spągowej i stropowej ławic oraz typu interwałów depozycyj-nych. Dokonuje się także pomiarów kierunków paleotransportu materiału okruchowego, gru-pując je ze względu na rodzaj cechy kierunkowej oraz typ sekwencji depozycyjnej, w której dokonano pomiaru. W analizie rozkładu paleotransportu, jeżeli istnieje taka potrzeba należy uwzględnić ewentualne zmiany pierwotnych kierunków związane z przesunięciami tektonicz-nymi i/lub rotacją.

5. Pobiera się także próby do badań mikropaleontologicznych oraz wykonuje się doku-mentację fotograficzną.

6. Wybrane w czasie wstępnej prospekcji, najbardziej kompletne i ciągłe sedymentacyj-nie odsłonięcia szczegółowo się profiluje, a wszystkie pozostałe wychodnie można opisać pobieżnie ograniczając się do odnotowania głównych cech litofacjalnych.

7. Charakter litofacjalny profili analizuje się pod kątem możliwości wydzielenia charak-terystycznych sekwencji i/lub kompleksów depozycyjnych reprezentujących osady określo-nych środowisk i subśrodowisk sedymentacji.

8. Pomierzone parametry ławic poddaje się opracowaniu wybranymi, matematycznymi metodami ilościowymi (np. Krawczyk i Słomka 1994).



9. Opierając się głównie na wynikach terenowych obserwacji badanych utworów oraz danych z literatury (np. Ghibaudo, 1992; Słomka, 1995) wyróżnia się na podstawie kryteriów przede wszystkim opisowych (przeważającego udziału składników ziarnowych określonej frakcji, stosunków miąższościowych w przypadku zespołów składających się z dwóch czło-nów powiązanych wspólnym aktem depozycyjnym oraz struktur zaburzonych sedymentacyj-nie) litofacje. Wydzielane są także sublitofacje dodatkowo indywidualizujące się występo-waniem różnego typu wewnątrzławicowych struktur sedymentacyjnych, pozwalających roz-poznać mechanizmy grawitacyjnej depozycji.

W metodyce należy także wyjaśnić pojęcia oraz zastosowane kryteria badawcze np.: I. Pojęcie litofacja w badaniach sedymentologicznych stosowane jest w znaczeniu na-

gromadzenia utworów osadowych o określonych cechach wykształcenia litologicznego. II. Symbole literowe zapisu kodowego, określającego typ litofacji (np. S – piaskowce, C

–zlepieńce itp.) oraz sublitofacji (np. Cm – zlepieńce wykształcone masywnie), w większości odpowiadają pierwszym literom opisujących je terminów sedymentologicznych w języku angielskim. Polskie nazewnictwo jednostek warstwowania, struktur sedymentacyjnych oraz charakterystycznych elementów stożków podmorskich można przyjąć za Gradzińskim i in. (1986) oraz Słomką (1995).

III. Stosowana skala wielkości ziaren odpowiada będącej w powszechnym użyciu skali Wentworth’a (1922), skalę miąższości ławic można przyjć według np. Campbell’a (1967), a stopień obtoczenia ziarn według np. Pettijohn’a (1975).

IV. W wypadkach występowania mieszanych kompleksów skał typu łupków pyłowco-wych i iłowcowych, rozróżnienie osadów frakcji bardzo drobnookruchowych (aleurytowej i pelitowej) jest makroskopowo bardzo trudne lub niemożliwe. W stosunku do takich osadów, stosuje się klasyfikację skał okruchowych np. Fritz’a i Moore’a (1988), zgodnie z którą skały zwięzłe złożone z ziaren o makroskopowo nierozpoznawalnym udziale frakcji pyłowej i iło-wej nazwano – mułowcami.

V. Trend do spadku miąższości ławic i grubości ziarna w kierunku stropu sekwencji de-pozycyjnej określa się mianem cyklu pozytywnego, natomiast odwrotne następstwo (wzrost miąższości ławic i grubości ziarna ku stropowi) opisuje się jako cykl negatywny (kompensa-cyjny).

VI. Termin powierzchnia amalgamacji używa się w znaczeniu powierzchni erozyjnej rozdzielającej dwie ławice (Walker 1966; Pettijohn 1975).

3. Pozycja geologiczna

Należy określić pozycję geologiczną badanej serii – przynależność do jednostki regional-nej (jednostki tektonicznej, fizjograficznej, litostratygraficznej), warunki tektoniczne, wy-kształcenie, zmienność, zakres występowania, wiek itp..

4. Opis litofacji

Do opisu tzw. głębokowodnych osadów silikoklastycznych można zastosować klasyfi-kację litofacji, zaproponowaną przez np. Ghibaudo (1992) lub Słomkę (1995).

Klasyfikacje te mają podstawową zaletę polegającą na rozłączności poszczególnych ich elementów.

W klasyfikacji m.in. Słomki (1995) wyróżniono kilka poziomów opisu, pozwalających na rekonstrukcję środowiska sedymentacyjnego w różnej skali



Najniższym dokumentowanym poziomem są tzw. interwały depozycyjne odpowiada-jące poszczególnym, wewnątrzławicowym strukturom sedymentacyjnym, tworzonym w róż-nych fazach aktu depozycyjnego. Wyróżniono następujące interwały:

m – masywny: niegradacyjny, niewarstwowany i nielaminowany, g – gradacyjny: uziarniony frakcjonalnie normalnie - gn lub odwrotnie - go, s – warstwowany: płasko-równolegle warstwowany, q – interwał upłynnionego materiału okruchowego:

z miseczkowymi strukturami ucieczkowymi,

laminowany: l – płasko-równolegle laminowany - lp lub faliście-równolegle laminowany - lf, c – przekątnie laminowany, k – konwolutnie laminowany (laminacja sedymentacyjnie zaburzona). Kolejnym, hierarchicznie wyższym poziomem interpretacji są sublitofacje, odpowiada-

jące jednemu skończonemu aktowi depozycyjnemu. Reprezentowane są przez zespoły sedy-mentacyjnych struktur wewnątrzławicowych (np.: uziarnienia frakcjonalnego, laminacji rów-noległej i/lub przekątnej), w powiązaniu z danym typem litofacjalnym (np. sublitofacja pia-skowców uziarnionych frakcjonalnie normalnie – Sgn lub piaskowców masywnych i lamino-wanych przekątnie w stropie – Smc, por. fig. 5).

Nadrzędnym w stosunku do interwałów depozycyjnych i sublitofacji poziomem są lito-facje, czyli litologicznie indywidualizujące się w profilu utwory, związane z określonymi warunkami sedymentacji.

Podstawą wyróżnienia litofacji silikoklastycznych jest m. in. dominujący udział ziaren określonej frakcji (np. przeważający udział składników o frakcji psefitowej daje podstawę do wydzielenia litofacji zlepieńców), a także stosunki ilościowe w przypadku zespołów złożo-nych z dwóch członów powiązanych aktem sedymentacyjnym (w litofacji mułowców z pia-skowcami przeważa część mułowcowa, natomiast w litofacji piaskowców przechodzących w mułowce przewagę ma człon piaskowcowy, por. fig. 5).

Najwyższa kategoria interpretacji związana jest z analizą pionowego następstwa litofacji oraz ich cech geometrycznych, tworzących charakterystyczne sekwencje i/lub kompleksy-depozycyjne w profilach utworów. Typy sekwencji i/lu kompleksów depozycyjnych oraz ich wzajemne współwystępowanie definiują określone środowiska i subśrodowiska sedymenta-cyjne.

Wnioskowanie na tej podstawie umożliwia zatem pełną rekonstrukcję wykształcenia i rozwoju systemu depozycyjnego.

W utworach fliszowych reprezentowane są prawie wszystkie główne litofacje wymie-niane i opisywane w znanych klasyfikacjach silikoklastycznych osadów spływów grawitacyj-nych. Głównymi litofacjami są: zlepieńce (C), zlepieńce piaszczyste (CS), piaskowce zlepień-cowate (SC), piaskowce (S), piaskowce z mułowcami (SM), mułowce z piaskowcami (MS), mułowce (M), mułowce zlepieńcowate (MC) (=debryty kohezyjne CD) i osady zdeformowa-ne sedymentacyjnie (F) (zob. fig. 1 i 2).



Objaśnienia do fig. 1.

Litofacje: 1 – iłowce (CL), 2 – mułowce (M), 3 – mułowce z pyłowcami (MT), 4 – sy-deryty i piaskowce syderytyczne (SD), 5 – mułowce piaszczyste (MP), 6 – mułowce z pia-skowcami (MS), 7 – piaskowce z mułowcami (SM), 8 – piaskowce mułowcowe (PM), 9 – piaskowce (S): 9a – piaskowce drobnoziarniste, 9b – piaskowce średnioziarniste, 9c – pia-skowce gruboziarniste, 10 – piaskowce zlepieńcowate (SC): 10a – piaskowce zlepieńcowate drobnoziarniste, 10b – piaskowce zlepieńcowate średnioziarniste, 10c – piaskowce zlepień-cowate gruboziarniste, 11 – zlepieńce piaszczyste (CS): 11a – zlepieńce piaszczyste drobno-ziarniste, 11b – zlepieńce piaszczyste średnioziarniste, 11c – zlepieńce piaszczyste gruboziar-niste, 12 – zlepieńce (C): 12a – zlepieńce drobnoziarniste, 12b – zlepieńce średnioziarniste, 12c – zlepieńce gruboziarniste, 13 – debryty kohezyjne (CD): 13a – drobnoziarniste debryty kohezyjne, 13b – średnioziarniste debryty kohezyjne, 13c – gruboziarniste debryty kohezyjne, 14 – osady sedymentacyjnie zdeformowane; 15 – frakcje: M – mułowa, S – piaskowa, SC – piaskowo-żwirowa, CS – żwirowo-piaskowa, C – żwirowa; struktury: 16 – struktury mi-seczkowe, 17 – laminacja konwolutna, 18 – laminacja przekątna, 19 – laminacja falista, 20 – laminacja płasko-równoległa, 21 – warstwowanie płasko-równoległe uziarnione, 22 – uziar-nienie frakcjonalne: 22a – normalne, 22b – odwrócone, 23 – wykształcenie masywne (a – w zlepieńcu, zlepieńcu piaszczystym, piaskowcu zlepieńcowatym, b – w piaskowcu), 24 – kla-sty łupkowe, 25 – laminacja przekątna w piaskowcach riplemarkowych, 26 – laminacja falista i płasko-równoległa, w cienko-ławicowych piaskowcach, 27 – powierzchnie amalgamacji; 28 – niewyraźne powierzchnie kontaktu ławic; powierzchnie spągowe: 29 równa, płaska, 30 – nierówna falista (płytkie rozmycia), 31 – nierówna rynnowa (głęboka erozja), 32 – nierówna deformacyjna (pogrązy); cykle sedymentacyjne: 33a – cykle pozytywne w sekwencjach ka-nałowych, 33b – następstwo pozytywne w kompleksach fartuchowych, 34a – cykle kompen-sacyjne w sekwencjach lobów depozycyjnych, następstwo negatywne w kompleksach fartu-chowych; 35 – przerwa w ciągłości profilu; 36 – liczba głównych litofacji budujących ele-mentarną sekwencję kanałową; kierunki paleotransportu materiału okruchowego: 37 – w sekwencjach kanałowych 38 – w gruboklastycznych kompleksach fartuchowych (debrytach niekohezyjnych), 39 – w sekwencjach osadów przejściowych, 40 – w sekwencjach lobów depozycyjnych, 41 – w debrytach kohezyjnych

Fig. 2. Litofacje i sublitofacje głębokomorskiej sedymentacji silikoklastycznej (Strzeboń-ski, 2003).

Litofacja: zlepieńce (C) Litofację zlepieńców charakteryzuje dominujący udział ziaren frakcji żwirowej (najczę-

ściej średnio- i/lub drobnokalibrowyej), które mogą tworzyć rozproszony lub zwarty szkielet ziarnowy (fig. 5).

Litofacja: zlepieńce piaszczyste (CS) Zlepieńce piaszczyste składają się w ponad 50% z ziaren frakcji żwirowej, najczęściej

średnio- i/lub drobnokalibrowej, rozproszonych w obfitym piaskowcowym tle, pełniącym w tym przypadku rolę spoiwa detrytycznego typu matriks (fig. 2).

Litofacja: piaskowce zlepieńcowate (SC)

Litofacja ta zdominowana jest przez osady frakcji piaskowej średnio- i/lub gruboziarni-stej, z co najmniej kilkunastoprocentową domieszką żwiru drobno- i/lub średnioziarnistego (fig. 2).



Litofacja: piaskowce (S) Litofacja S jest zdecydowanie zdominowana przez osady frakcji piaskowej (powyżej

95%) i reprezentowana jest przez piaskowce zwykle średnio- i/lub gruboziarniste, średnio wysortowane. Niekiedy obserwuje się domieszkę pojedynczych ziaren frakcji żwirowej, roz-rzuconych bezładnie w całej przestrzeni ławicy lub grupujących się w postaci warstewek lub występujących w samym spągu ławicy (por. fig. 2).

Litofacja: piaskowce z mułowcami (SM)

Litofacja SM jest dwuczęściowym zespołem, utworzonym z piaskowcowego i mułow-cowego członu, z przewagą części piaskowcowej (stosunek miąższości piaskowców do mu-łowców jest większy od 1), (por. fig. 2).

Część mułowcowa związana jest genetycznie z podścielającym ją piaskowcem. Litofa-cja SM występuje zwykle w postaci wielokrotnie powtarzających się zespołów (piaskowców z mułowcami), tworzących wielometrowe serie, niekiedy przekładane wystąpieniami poje-dynczych litofacji MS lub M.

Litofacja: mułowce z piaskowcami (MS)

Utwory litofacji MS utworzone są z mułowcowych i piaskowcowych członów, ale z przewagą części mułowcowych (stosunek miąższości mułowców do piaskowców jest większy od 1), (fig. 2). Podobnie jak w przypadku litofacji SM wyróżnione części składowe litofacji MS powstawały ze wspólnego aktu depozycyjnego (prądu zawiesinowego).

Litofacja: mułowce (M)

Litofacja M obejmuje utwory złożone z ziaren o makroskopowo nierozpoznawalnym udziale frakcji pyłowej i iłowej (Fritz i Moore 1988). Mułowce w sensie genetycznym stano-wią samodzielne nagromadzenia, niezwiązane z depozycją podścielających i przykrywających je innych litofacji (por. Słomka 1995, fig. 2).

Litofacja: debryty kohezyjne (CD)

Debryty kohezyjne (=żwirowce ilaste - Dżułyński & Radomski 1955, =mułowce zlepień-cowate - Słomka 1995) stanowią mieszaninę materiału okruchowego budującego szkielet ziarnowy (tzw. faza rozproszona) i spoiwa detrytycznego typu matriks mułowo-piaskowego (tzw. faza rozpraszająca), (fig. 2, por. Strzeboński 2005). Zawartość tych składników może wahać się w bardzo szerokich granicach od mułowców zawierających niewielką ilość mate-riału okruchowego do mułowców przepełnionych gruboklastycznym materiałem. Zwykle jednak ponad połowę masy litofacji CD stanowi spoiwo, w którym bezładnie rozmieszczony jest, niewysortowany, o różnym stopniu obtoczenia materiał okruchowy o frakcji od żwiru do lokalnie pojedynczych głazów, a nawet całych pakietów redeponowanych ławic różnych lito-facji. Ponadto w całej objętości ławic litofacji CD występują liczne klasty mułowcowe.

Litofacja: osady zdeformowane sedymentacyjnie (F) Podstawą wyróżnienia tej litofacji były widoczne w skali odsłonięcia struktury zdefor-

mowane sedymentacyjnie (fig. 2). Osady takie stanowią w głównej mierze produkty podmor-skich grawitacyjnych ruchów masowych.

Reprezentowane są przez utwory bardzo różnych litofacji, których cechą wspólną jest zaburzone uławicenie o różnym stopniu pofałdowania, zmięcia i porozrywania (rozdrobnie-nia), (por. Dżułyński 1963; Doyle i Pilkey 1979; Słomka 1995). Ważną cechą diagnostyczną jest występowanie litofacji F wśród ławic nie zdeformowanych (Helwing 1970; Maltman 1994). W tego typu kompleksach obserwowane były fałdy i płaty deformacyjne, liczne klasty mułowcowe oraz niekiedy toczeńce piaszczyste.



5. Podstawowe charakterystyki statystyczne litofacji

1. miąższość, ilość, 2. udział miąższościowy, udział częstościowy, 3. średnia miąższość, 4. zakres zmienności miąższości (min. – max.), 5. odchylenie standardowe, 6. współczynnik zmienności, 7. mediana, 8. moda.

6. Sekwencje depozycyjne Na podstawie analizy zróżnicowania następstwa i rozkładu litofacji oraz w oparciu o

zmiany miąższości ławic i ich cech teksturalno-strukturalnych wydziela się charakterystyczne kompleksy i sekwencje depozycyjne.

Wyróżnione typy nagromadzenia osadu reprezentują określone środowiska i subśrodo-wiska sedymentacyjne oraz powstają w wyniku działalności określonych mechanizmów de-pozycji.

6.1. Sekwencje kanałowe

Kanały rozwijają się głównie w obrębie stożków podmorskich (kanał centralny, kanały rozprowadzające), ale także w mniejszym stopniu i innej postaci, w obrębie pokryw fartu-chów podmorskich; por. Reading i Richards 1994).

Cechą subśrodowiska skanalizowanego, powszechnie uznawaną za diagnostyczną jest generalnie występowanie gruboklastycznych sekwencji o malejących miąższościach ławic i grubości ziarna w kierunku stropu profilu, zazębiających się z utworami przejściowymi (kra-wędzi i wałów kanałowych oraz między- i poza kanałowymi). Powierzchnie spągowe ławic mają wybitnie erozyjny charakter, a powierzchnie stropowe mają ostre granice. Powszechne są międzyławicowe powierzchnie amalgamacji (por. Fig. 3).

Pojawianie się w samym stropie sekwencji kanałowej litofacji drobnoziarnistych (pia-skowców z mułowcami – SM, mułowców z piaskowcami – MS i/lub mułowców – M) inter-pretowane jest jako zasypywanie kanału połączone z jego lateralną migracją (np. Howel i Normark 1982; Mutti i Normark 1987). Fig. 3. Sekwencje kanałowe w utworach głębokomorskiej sedymentacji silikoklastycznej

(Strzeboński, 2003).

6.2. Loby depozycyjne Loby to drugi obok kanałów najważniejszy element architektury depozycyjnej w trady-

cyjnym modelu głebokomorskiego stożka (np. Mutti i Ricci Lucchi, 1972). Dla wyróżnienia klasycznych lobów depozycyjnych najważniejsze jest stwierdzenie wzrostu miąższości ławic i grubości ziarna w kierunku stropu profilu (tzw. cykle negatywne, nazywane także cyklami kompensacyjnymi) (Fig. 4).

Kolejnymi cechami są: wyraźnie zaznaczona lateralna ciągłość płaskiego i regularnego

uławicenia rozwiniętego w stożku zewnętrznym oraz dominujący udział w sekwencjach tur-bidytowych litofacji SM z podrzędnie występującymi litofacjami S i MS, w których po-wszechnie występują struktury „sekwencji” Boumy.

Fig. 4. Sekwencje lobów depozycyjnych (Strzeboński, 2003).



6.3. Osady przejściowe Osady przejściowe w modelu stożka głębokomorskiego lokalizowane są poza dobrze

zdefiniowanymi subśrodowiskami kanałów i lobów depozycyjnych. Z kanałami związane są przede wszystkim sekwencje utworów międzykanałowych.

Utwory międzykanałowe zawsze zazębiają się z sekwencjami utworów kanałowych. Powstają w wyniku bocznego przelewania się przez wały osadu wypełniającego kanały. Budują je głównie litofacje mułowców z piaskowcami (MS) i mułowców (litofacja M), a niekiedy po-jawiają się także piaskowce z mułowcami (litofacja SM). Stosunkowo cienkie człony pia-skowcowe wykazują nieregularne uławicenie, często soczewkowe ze strukturami typu riple-markowego (Fig. 5).

Do osadów przejściowych należą również utwory związane z lobami depozycyjnymi. Zalicza się do nich utwory bezpośredniego obrzeżenia lobów (osady wachlarza lobowego) oraz obrzeżenia stożków (osady wachlarza stożka), które są nieco bardziej dystalne i zazębia-ją się z osadami równi basenowej.

Utwory obrzeżenia lobów depozycyjnych zachowują cechy charakterystyczne dla dy-stalnych lobów, przy czym zwiększa się wyraźnie udział litofacji drobnoklastycznych MS i M w porównaniu z litofacją SM. Ławice są płaskie i regularne oraz cechują się dużą ciągłością rozprzestrzenienia poziomego.

Człony piaskowcowe wykazują cechy osadów turbidytowych, są laminowane równole-gle i/lub przekątnie. W utworach obrzeżenia stożka dominują litofacje MS.

Utwory przejściowe stożka zewnętrznego stopniowo przechodzą w osady równi base-nowej. W miarę oddalania się od stożka następuje wzrost udziału osadów pelitycznych, wśród których obok mułowców turbidytowych pojawiają się w coraz większej ilości mułowce po-chodzenia pelagicznego (Fig. 6).

Fig. 5. Sekwencje osadów przejściowych związanych z kanałami (Strzeboński 2003). Fig. 6. Sekwencje osadów przejściowych związanych z lobami depozycyjnymi (Strze-

boński 2003).

6.4. Osady sedymentacji fartuchowej Depozycja w postaci fartuchów, tworzących się u podstawy liniowego źródła dostarcza-

nia materiału okruchowego, przedstawiana jest w literaturze jako alternatywa dla sedymenta-cji w obrębie punktowo zasilanych podmorskich stożków napływowych.

Za najważniejsze cechy utworów fartuchowych można uznać przede wszystkim: brak prawidłowości w następstwie litofacji i trendowych zmianach ich miąższości (chaotyczne kompleksy depozycyjne); nieregularne uławicenie (zmienna miąższość w obrębie ławic), czę-sto nieciągłe lateralnie; liczne ślady erozji ławic (powszechne powierzchnie amalgamacji); zwykle masywne wykształcenie litofacji grubookruchowych z zaznaczającą się niekiedy od-wróconą gradacją uziarnienia; obecność klastów łupkowych, a także występowanie utworów zdeformowanych sedymentacyjnie i debrytów (debrytów kohezyjnych – utworów spływów rumoszowych i debrytów niekohezyjnych – utworów spływów ziarnowych).

Utwory deponowane w fartuchach cechuje także bardzo duża różnorodność litofacjalna od mułowców (litofacja M) do grubokalibrowych zlepieńców włącznie (litofacja C), świad-cząca o nieuporządkowanym charakterze fartuchowego systemu depozycyjnego.

Także różna energia mechanizmów depozycji oraz zmienna ilość deponowanego mate-riału okruchowego jest charakterystyczna dla tego typu sedymentacji. W obrębie pokryw far-tuchowych rozwijają się efemeryczne kanały (rynny), których wypełnienie przypomina utwo-ry kanałowe stożków podmorskich. Zwykle brak jednak zazębiania się utworów kanałów far-tuchowych z utworami przejściowymi (międzykanałowymi). Dla sedymentacji fartuchowej diagnostyczny jest zupełny brak lobów depozycyjnych.



Fig. 7. Kompleksy fartuchowe zbudowane gł. z litofacji CD i F (Strzeboński 2003, 2005).

Fig. 8. Kompleksy fartuchowe zbudowane gł. z litofacji C, CS, SC i S (Strzeboński

2003).

7. Kierunki paleotransportu Generalny obraz kierunków paleotransportu materiału klastycznego w ogniwach lito-

stratygraficznych Karpat fliszowych przedstawiony jest w Atlasie geologicznym Polski (Książkiewicz 1962) oraz w Atlasie paleotransportu osadów detrytycznych w Łuku Karpac-ko-Bałkańskim (Ślączka red. 1986).

Z tych prac oraz pracy Unruga (1963) wynika, że paleotransport w np zachodniej części basenu śląskiego podczas sedymentacji np. warstw istebniańskich (górny senon – paleocen) odbywał się głównie w kierunku NE i E . Wyżej wymienieni autorzy wiążą te kierunki z usy-tuowanym na południe od basenu śląskiego obszarem alimentacyjnym (wyspą śląską, kordy-lierą śląską), dostarczającym materiału okruchowego, oraz z ogólnym nachyleniem dłuższej osi dna basenu śląskiego w kierunku wschodnim.

Pojawiające się natomiast kierunki paleotransportu na SE tłumaczone są jako wymuszo-ne przez morfologię dna basenu, w szczególności przez podnoszący się w kierunku północ-nym obszar wyniesienia podśląskiego.

7.1. Statystyczny rozkład kierunków paleotransportu

(analiza paleotransportu, ćw. nr II)

8. Środowiska sedymentacji Głębokowodne osady silikoklastyczne mogą osadzać się w różnych środowiskach se-

dymentacyjnych (Fig. 9 i 10).

Fig. 9. Model stożka podmorskiego – punktowo zasilany, uporządkowany system depozycyj-

ny (Strzeboński i Słomka 2007). Legenda: 1 – stożek podmorski, Sz – szelf, Sk – skłon, Rb – równia basenowa, O – osuwiska podmorskie, Kn – kanion podmorski, Kc – kanał centralny, Kr – kanały rozprowadzające, L – loby depozycyjne Fig. 10. Model fartucha podmorskiego – liniowo zasilany, chaotyczny system depozycyjny

(Strzeboński i Słomka 2007). 1 – fartuch podmorski, Ke – kanały erozyjne, Re – roz-mycia erozyjne, Lf – fartuchy (nieregularne pokrywy materiału klastycznego), pozostałe objaśnienia jak na Fig. 9.

Deponowane są między innymi w obrębie punktowo zasilanego głębokomorskiego

stożka napływowego, (np. Mutti i Ricci Lucchi 1975, w obrębie wielopunktowo zasilanej materiałem klastycznym rampy lub w systemie liniowo zasilanego fartucha (np. Reading i Richards 1994; Słomka 1995; Strzeboński 2003, 2005, 2007). Mogą także gromadzić się w strefie skłonu, a także równi basenowej.

Poszczególne strefy i subśrodowiska związane z głębokomorską sedymentacją siliko-

klastyczną charakteryzują się odmiennymi zespołami wielu cech diagnostycznych.



Główne znaczenie dla rozpoznania typu systemu depozycyjnego ma określenie: 1. zespołów litofacji, 2. sekwencji i/lub kompleksów depozycyjnych, 3. przestrzennych związków pomiędzy typami form nagromadzenia osadów, 4. sposobu dostarczania materiału klastycznego.

9. Rozwój sedymentacji

Należy określić przedział czasowy rozwoju sedymentacji badanych utworów.

Na podstawie czasu sedymentacji i miąższości badanej serii oszacować średnie tempo akumulacji.

W oparciu o wyróżnione litofacje i zinterpretowane na ich podstawie sekwencje i/lub kompleksy depozycyjne oraz rozkład kierunków paleotransportu należy określić typ systemu depozycyjnego (stożek, rampa, fartuch, żwirowy, piaskowy, mułowy).

W nawiązaniu do krzywych eustatycznych można podjąć próbę korelacji globalnych zmian poziomu oceanu światowego z rozwojem systemu depozycyjnego.

Depozycja kontrolowana jest zwykle przez czynniki o charakterze globalnym, regional-nym i lokalnym.

Do czynników globalnych można zaliczyć tektonikę płyt litosfery, oddziałującą na re-

gionalny reżim tektoniczny (m. in. tempo i sposób wypiętrzania lub pogrążania obszarów źródłowych oraz zmiany rozwoju subsydencji basenów), wpływ globalnego klimatu na cha-rakter regionalnego rozwoju denudacji (ilość i jakość dostarczanego materiału okruchowego), a także zmiany eustatyczne poziomu oceanu światowego.

Klimat. Obniżanie globalnego poziomu oceanu powoduje zwykle uaktywnienie masowej depo-

zycji materiału okruchowego (wskutek m. in. odsłonięcia klastycznego szelfu, obniżenia bazy erozyjnej), natomiast wzrost poziomu oceanu może powodować spadek tempa depozycji oraz rozwój drobnoklastycznych osadów (Hickson i Lowe 2002).

Jednakże przy równoczesnym nałożeniu się silnych ruchów dźwigających obszar ali-mentacyjny na podnoszący się lub stały, wysoki poziom morza, zaznaczy się tendencja regre-sywna i lokalny, względny spadek poziomu wód. W takiej sytuacji efekt spowolnienia sedy-mentacji może nie wystąpić, a wręcz przeciwnie może wzrosnąć tempo depozycji grubokla-stycznych utworów. Zmiany poziomu morza nie zawsze zatem mają znaczący wpływ na roz-wój sedymentacji, zwłaszcza grubookruchowych, silikoklastycznych systemów depozycyj-nych (np. Stow i Bouma 2000; Satur i in. 2000; Mattern 2002). Jest to bardzo ważne gdyż wielu autorów wiąże wzrost tempa depozycji materiału okruchowego tylko i wyłącznie z ni-skim, bądź obniżającym się stanem poziomu morza.

Do czynników lokalnych bezpośrednio oddziałujących na rozwój sedymentacji należą: charakter wykształcenia obszaru alimentacyjnego (powierzchnia, wysokość, nachylenie, od-ległość od basenu i rodzaj budujących skał), typ basenu sedymentacyjnego (geneza, geome-tria, głębokość, charakter szelfu i skłonu oraz ich gradienty nachylenia, jak i lokalna subsy-dencja), a także takie czynniki, jak gwałtowne wezbrania powodziowe, sztormy oraz możli-wość występowania podmorskich hydratów gazowych (Reading i Richards 1994).



Literatura Ghibaudo G., 1992. Subaqueous sediment gravity flow deposits: practical criteria for their

field description and classification. Sedimentology, 39: 423-454. Reading H. G, & Richards M., 1994. Turbidite systems in deep-water basin margins classified

by grain size and feeder system. Bull. Am. Assoc. Petrol., 78, 5, 792-822. Słomka T., 1995. Głębokomorska sedymentacja silikoklastyczna warstw godulskich Karpat.

Prace Geol. PAN, 139: 7-132. Kraków. Strzeboński P., 2001. Sekwencje kanałowe w warstwach istebniańskich (kampan-paleocen)

Beskidu Śląskiego. Kwart. AGH. Geologia 27, 1, Kraków: 181-199. Strzeboński P., 2003. Środowisko sedymentacyjne warstw istebniańskich (górny senon - pa-

leocen) na zachód od Skawy. Praca doktorska. Arch. Biblioteki Głównej, AGH Kraków. Strzeboński P., 2005. Debryty kohezyjne warstw istebniańskich (senon górny –paleocen) na

zachód od Skawy. Kwartalnik AGH Geologia, 31, 2, 201-224. Strzeboński P., 2007. Kaskady rodła atrakcją geoturystyczną beskidu śląskiego. Geoturystyka

1 (8), kraków, 21-28.



IV SEDYMENTACJA WĘGLONOŚNA

Przedmiotem sedymentologicznej analizy facjalnej jest mioceńska seria węgli brunat-nych (= seria brunatnowęglowa) niecki Żytawskiej (Fig. 1).

Niecka Żytawska jest jednym z wielu tektonicznych obniżeń występujących na przedpo-

lu Sudetów, rozdzielających blok łużycki na NE od bloku karkonoskiego na SE (Fig. 1). Niecki występujące w srefie obniżeń Żytawa-Węgliniec są strukturami zapadliskowymi po-wstałymi w fazie sawskiej (Ol-M/ 22,5 mln lat BP). Kolejne fazy ruchów tektonicznych do-prowadziły do powstania ponad 350 m serii osadów (Fig. 2).

Formacja brunatnowęglowa leży bezpośrednio na podłożu krystalicznym zbudowanym głównie z granitów (rumburskich) oraz miejscami z pokryw skał wulkanicznych (Fig. 2). Formacja węglonośna zbudowana jest z kompleksów skał terygenicznych (debrytów kohe-zyjnych, zlepieńców i piaskowców, mułowców i iłowców) oraz utworów fitogenicznych- węgli brunatnych, (Fig. 3).

Rozwój sedymentacji

I etap (megacykl tektoniczno-sedymentacyjny): W czasie ruchów tektonicznych fazy sawskiej powstają założenia niecki żytawskiej.

Zróżnicowane morfologicznie podłoże niecki (rowy, zręby) oraz ramy niecki, zbudowane głównie ze skł magmowych podlegają intensywnej denudacji (wietrzenie, erozja i transport). Jednocześnie na dużą skalę rozwija się sedymentacja klastyczna materiału zwietrzelinowego – kompleks podwęglowy (Fig. 3). Obszar niecki podlega gradacji (zrównywaniu) oraz dal-szej subsydencji tektonicznej. Z czasem dostawa materiału okruchowego słabnie, a w obniże-niach rozwijają się coraz rozleglejsze zastoiska, w których powstaje torf – pokład węgla brunatnego I (Fig.3).

II etap (megacykl tektoniczno-sedymentacyjny):

W wyniku ruchów tektonicznych fazy starostyryjskiej (ok. 15 mln lat BP) dochodzi do podniesienia bazy erozyjnej i wzmożonej denudacji stref obrzeżających nieckę. Zasypywanie niecki dużą ilością materiału klastycznego przerywa sedymentację fitogeniczną. Na stokach wyniesień pokrytych grubą pokrywą rezydualnych glin zwietrzelinowych inicjowane są osu-wiska przeradzające się w kohezyjne spływy grawitacyjne rumoszu, szczególnie podczas wzmożonych opadów (litofacja A). U podnóża stoków tworzą się rozległe pokrywy stożków napływowych, okresowo erodowane przez cieki powierzchniowe. Cieki mają charakter wyso-koenergetycznych potoków roztokowych, o dość płytkich, krętych i niestabilnych korytach. W wyniku przemywania rumoszu skalnego w korytach deponowany jest przemyty żwir i pia-sek (litofacja B). Materiał najdrobniejszy, mułkowy i ilasty wynoszony jest na przedpole stożków i osadzany w zastoiskach (litofacja C i D). Kolejne spływy rumoszu (litofacja A) grzebały istniejące osady korytowe (litofacja B) i przyczyniały się do rozwoju nowego układu sieci koryt roztokowych i zastoisk na powierzchni stożka. W szybko zmieniających się sub-środowiskach sedymentacji, wyniku zróżnicowanej depozycji w profilu możemy obserwować kilkakrotne zmiany klastycznych zespołów facjalnych – kompleks międzywęglowy (Fig. 3). Okres spokoju tektonicznego spowodował osłabienie denudacji i spłycenie niecki.

Warunki takie sprzyjały do powstania wielkiego jeziorzyska, które przerodziło się w gi-gantyczne torfowisko – pokład węgla brunatnego II (Fig. 3).



III etap (megacykl tektoniczno-sedymentacyjny): Wzrost subsydencji w części S niecki prowadzi do kolejnego zintensyfikowania depo-

zycji klastycznej i przerwania sedymentacji fitogenicznej w tym rejonie, natomiast na pozo-stałym obszarze niecki trwa spokojna sedymentacja mułkowo-iłowa i fitogeniczna w licznych jeziorkach przerywana okresowymi dostawami grubszego materiału okruchowego.

Litofacje

A- iły ze żwirem (osady fartuchowych pokryw klastycznych), niekiedy zapiaszczone B- piaski i żwiry (osady koryt rzek roztopowych), C- muły (osady przepływowych zastoisk), niekiedy zapiaszczone D- iły (osady zastoisk bezprzepływowych), E- węgle brunatne (osady torfowe starorzeczy i bagnisk), F- utwory ze sferosyderytami (konkrecje w osadach zastoiskowych).

Asocjacje litofacjalne

Typ I- dominuje A (kilkadziesiąt %), podrzędnie B (kilkanaście %), sporadycznie C (do kilku %), brak D, E i F. Dominuje bardzo wysokoenergetyczne subśrodowisko fartuchowych pokryw klastycznych u podnóża stoków wyniesień (A), podrzędnie wysokoenergetyczne sub-środowisko koryt rzek roztokowych na stożkach napływowych (B), sporadycznie niskoener-getyczne subśrodowisko lokalnych, przepływowych zastoisk (C).

Typ II- dominuje B, podrzędnie A i C, sporadycznie D, brak E i F (opis litofacji i sub-środowisk jak wyżej). Typ II reprezentuje środowisko bardziej dystalne w stosunku do Typu I (bardziej odległe od obszaru alimentacyjnego)

Typ III- obecne wszystkie litofacje z wyjątkiem F. Głównie B, C, D, A, E (w kolejności od litofacji o największym udziale), (opis jak wyżej). D reprezentuje niskoenergetyczne sub-środowisko bez przepływowych zastoisk. Typ III reprezentuje środowisko bardziej dystalne w stosunku do Typu II (jeszcze bardziej oddalone od obszaru alimentacyjnego).

Typ IV- dominują D i C, znaczący udział E, pojawia się F, sporadycznie B (wyłącznie piaski) brak A, (opis jak wyżej). E reprezentuje bardzo niskoenergetyczne subśrodowisko starorzeczy i bagnisk, gdzie tworzyły się torfy, natomiast F powstają również w bardzo nisko-energetyczych subśrodowiskach starorzeczy i bagnisk, gdzie w osadach ilastych i mułkowych tworzyły się konkrecje sferosyderytowe. Typ IV reprezentuje środowisko przedpola stożków napływowych (jeszcze bardziej oddalone od obszarów dostarczających materiał klastyczny).

Typ V- dominują E i D, występuje F, sporadycznie C, brak A i B (opis jak wyżej). Typ V reprezentuje środowisko rozległego jeziorzyska w którym intensywnie rozwija się sedy-mentacja fitogeniczna torfów, z dala od stoków i wyniesień.

Literatura

Bieniewski J., 1966. Powstawanie i rozwój węgla brunatnego w polskiej części Niecki

Żytawskiej. Geol. Sudet. ,2. Doktor M., Słomka T., 19.. .Charakterystyka sedymentologiczna serii brunatnowęglo-

wej w rejonie kopalni Turów. Opracowanie monograficzne. Gradziński R., Kostecka A., Radomski A. & Unrug R., 1986. Zarys Sedymentologii,

Wyd. Geol., Warszawa, 628 s. Kasiński R.J. & Panasiuk M., 1987. Geneza i ewolucja strukturalna Niecki Żytawskiej.

Biul. Inst. Geol. 357. Kasiński R.J., 1983. Mechanizmy sedymentacji cyklicznej osadów trzeciorzędowych w

zapadliskach przedpola Sudetów. Przegl. Geol, 4. 2005

Documents

AGH; WGGiOŚ; KGOOŚiG; Sedymentologia – materia y … · W powszechnym użyciu jest skala metryczna Wentworth’a (1922) (W: Gradziński i in., 1986. Zarys Sedymentologii, tab