12
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Pojęcie „środowisko sedymentacyjne" obejmuje obszar akumulacji oraz
charakterystyczne dla niego warunki fizyczne, chemiczne i biologiczne,
które wpływają na zachodzące na tym obszarze procesy sedymentacyjne
i gromadzone w ich wyniku osady. Pojęcie to ma zatem charakter zło
żony, a wydzielanie środowisk sedymentacyjnych może być przeprowa
dzane w różny sposób, w zależności od potrzeb, aspektu badań i od do
boru kryteriów podziału.
Pojęcie „środowisko sedymentacyjne" jest niezwykle użyteczne
i powszechnie stosowane. Poważne trudności występują natomiast przy
próbach usystematyzowania wyróżnianych środowisk sedymentacyj
nych, bowiem złożoność tego pojęcia uniemożliwia ustalenie jednolitych
zasad podziału.
Jako najbardziej ogólne kryterium podziału przyjmuje się zwykle
szeroko pojęty obszar akumulacji i wyróżnia się grupy środowisk lądo
wych i morskich oraz pośrednią między nimi grupę środowisk lądowo-
-morskich. Nawet i tak ogólny podział nie jest jednak w pełni konsek
wentny, bowiem np. obszar akumulacji osadów lodowcowych zaliczyć
wypada zarówno do środowisk lądowych jak i morskich.
Bardziej szczegółowy podział w obrębie tych grup przeprowadzany
jest na podstawie rozmaitych kryteriów. Pewne środowiska wydziela się
z punktu widzenia dominujących w nich procesów, inne opierając się na
lizjograficznych cechach obszaru akumulacji, inne wreszcie w zależności
od charakterystycznego dla nich zespołu gromadzonych osadów. Lista
wydzielanych środowisk na różnych szczeblach podziału może być bar
dzo obszerna; zestawienie sporzdzone przez E. Crosby (in: Rigby &
Hamblin 1972) obejmuje ponad 60 pozycji. Ogólnie jednak wyróżnić moż
na kilkanaście dość wyraźnie zindywidualizowanych środowisk podsta
wowych, w obrębie których mieści się większość pozostałych. Ważniej
sze z tych głównych środowisk omówione są w niniejszym rozdziale.
392
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Przeważnie w obrębie jednego środowiska sedymentacyjnego wyod
rębnić można kilka podrzędnych w stosunku do niego środowisk (okre
ślanych zwykle jako subśrodowiska), z których każde charakteryzuje
odmienny przebieg procesów sedymentacyjnych i odmienna facja lub ze
spół facji. Taki podział może być również kilkustopniowy. Na przykład
w obrębie środowiska rzecznego wyróżnić można m.in. środowisko rzeki
meandrującej, a w jego obrębie subśrodowiska łachy meandrowej, wa
łów brzegowych, glifów krewasowych i zewntęrznej równi zalewowej.
W obrębie jednego środowiska mogą także występować jako subśrodo
wiska takie obszary, które gdzie indziej wydzielane są jako odrębne
środowiska; na przykład w obrębie środowiska deltowego rolę subśro-
dowisk mogą odgrywać wybrzeża plażowe.
ŚRODOWISKO RZECZNE
Osady rzeczne, zwane też aluwiami, deponowane są przez wody sieci
rzecznej płynące stale lub okresowo. Cechą każdej sieci rzecznej jest
jednokierunkowy przepływ wody i związany z tym transport materiału
osadowego wyłącznie w dół biegu tworzących ją rzek. Pospolite w rze
kach zmiany stanu wody, a także charakterystyczne dla ich środowiska
współwystępowanie i przemieszczanie stref lokalnej agradacji i stref
erozji, powodują w sumie, że. znaczna część materiału ziarnowego trans
portowana jest przez rzekę etapowo i na swej drodze w dół biegu rzeki
jest wielokrotnie deponowana i ponownie erodowana. Przewaga efektów
depozycji nad efektami erozji jest warunkiem postępującego przyrostu
aluwiów na danym odcinku rzeki.
Warunki kontrolujące przebieg procesów sedymentacyjnych na róż
nych obszarach akumulacji osadów rzecznych są w szczegółach bardzo
zróżnicowane, rezultatem czego jest różny charakter gromadzonych tam
aluwiów. Ogólnie jednak wyróżnić można dwie główne grupy tych ob
szarów: do pierwszej z nich należą stożki napływowe, do drugiej doliny
rzeczne oraz równiny aluwialne.
Współczesny stan wiedzy na temat środowiska rzecznego jest sto
sunkowo znaczny. Powodem tego jest szybkość zachodzących tutaj
współcześnie procesów i dogodne na ogół warunki obserwacji ich prze
biegu i rezultatów, a także gospodarcze znaczenie rzek.
Stożki napływowe
Fizjografia stożków
Nagromadzenie osadów tworzące stożek napływowy ma kształt wycinka
płaskiego stożka, którego szczyt usytuowany jest u wylotu doliny zasi-
ŚRODOWISKO RZECZNE
Rycina 12-1.
Stożek napływowy na skraju
wypiętrzonego masywu
lającej stożek (ryc. 12-1). Rozległe stożki napływowe powstają przede
wszystkim u podnóża masywów górskich. Stożki takie często zrastają
się ze sobą i tworzą zwartą pokrywę. Grube, liczące nawet tysiące me
trów miąższości osady składane w obrębie stożków akumulowane są na
skraju zapadlisk tektonicznych, obniżanych stopniowo w stosunku do
przyległego obszaru zrębowego. Stożki napływowe rozwijają się w róż
nych warunkach klimatycznych; szczególnie charakterystycznym ele
mentem rzeźby są one w strefach klimatu półsuchego oraz suchego i tam
były przede wszystkim badane (Buli 1964a, 1972, 1977; Hooke 1967).
Zbliżone kształtem do stożków nagromadzenia aluwiów, zwane sandra
mi, formowane są także na przedpolu lodowców (Klimek 1972; Boothroyd
& Nummedal 1978). W przypadku sandrów położenie miejsca wypływu
wód lodowcowych na ich powierzchnię ulega stosunkowo częstym zmia
nom.
Główną przyczyną formowania się stożka jest tendencja do lateral-
nej ekspansji wód wypływających z wciętej doliny na przedpole krawę
dzi morfologicznej. Miejsce, gdzie takie rozpływanie się wody może za
chodzić, tj. miejsce przecięcia się profilu dna doliny z profilem otacza
jącego ją terenu, nazywane jest ogólnie punktem intersekcyjnym. W skali
całego stożka punktem intersekcyjnym jest jego szczyt. Ponadto lokalne
punkty intersekcyjne istnieją w poszczególnych korytach rozwiniętych
na powierzchni stożka. Poniżej punktu intersekcyjnego dochodzi do roz
dzielania się i spłycania koryt; powoduje to szybkie zmniejszanie się
wydolności i nośności strumieni, czego konsekwencją jest intensywna
depozycja. Dodatkowym czynnikiem sprzyjającym takiej depozycji bywa
wsiąkanie w podłoże części płynącej wody. Koryta rozwinięte na po
wierzchni stożka mają ogólnie układ radialny. Intensywna akumulacja,
która zachodzi wzdłuż linii przepływu, powoduje, że koryta zmieniają
swe położenie i przesuwają się po powierzchni stożka. Niezależnie od
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
predyspozycji morfologicznej, czynnikami sprzyjającymi powstawaniu
stożków są: duża ilość różnoziarnistego luźnego materiału na obszarze
zasilania (tj. zlewni macierzystej doliny), duże wahania przepływu wody
i brak szaty roślinnej.
Nachylenie powierzchni stożka napływowego z reguły jest najwięk
sze w pobliżu jego szczytu, wyjątkowo jednak przekracza tam 10°. K o
ryta na powierzchni stożka są bardzo płytkie. Jedynie w górnej części
niektórych stożków bywają one wyraźnie wcięte, co zazwyczaj wiąże
się z obecnością w tej części stożka osadów spływów rumoszowych
(Hooke 1967) lub też jest rezultatem zmian klimatycznych. Powierzchnia
stożka jest często większa od obszaru zasilania. Niejednokrotnie stożki
mają budowę złożoną i składają się z nałożonych na siebie podrzędnych
stożków, nieraz różnych rozmiarami i położeniem. Stożki formowane
w warunkach stosunkowo wilgotnego klimatu zazwyczaj przechodzą
stopniowo w równiny aluwialne rzek roztokowych. Dystalna część stoż
ków w strefach suchych i półsuchych kontaktuje często z obszarami
o typie playa (zob. ryc. 12-48). Zdarza się też, że stożek wkracza bezpo
średnio do jeziora lub morza; w takim przypadku może on kontynuować
się pod wodą jako delta stożkowa.
O s a d y stożków
Osady stożków napływowych cechuje ogólnie niedojrzałość teksturalna.
Ich skład petrograficzny i mineralny zależy w dużym stopniu od typu
skał występujących na obszarze zasilania. W osadach reprezentowane
są frakcje żwirowe, piaszczyste i pelityczne, przy czym w kierunku pe
ryferii stożka zaznacza się stosunkowo szybkie zmniejszanie się maksy
malnej średnicy i mediany ziarna. Osady stożków akumulowane są w wa
runkach oksydacyjnych i na ogół pozbawione są skamieniałości.
Procesy sedymentacyjne na powierzchni stożka związane są bądź
z przepływem wody, bądź z grawitacyjnymi spływami materiału ziarno
wego. Woda płynie zwykle systemem koryt typu roztokowego, które
charakteryzują się wybitnie małą krętością. Na stożkach w strefie suche
go lub półsuchego klimatu dochodzi czasem do specyficznego spływu
zwanego zalewem warstwowym (ang. sheet-flood). W warunkach gwał
townej ulewy woda poniżej punktu intersekcyjnego pokrywa całą po
wierzchnię terenu, a jej przepływ zachodzi z reguły w warunkach gór
nego reżimu. Zalew warstwowy szybko jednak przeradza się w spływ
systemem koryt (por. Rachocki 1981).
Na stożkach formowanych w warunkach suchego lub półsuchego klimatu i zasila
nych materiałem bardzo grubych frakcji dochodzi niekiedy do powstawania tzw.
o s a
dów przetakowych (ang. sieve deposit). Takie osady gromadzone są bezpośrednio poni
żej lokalnego punktu intersekcji i związane są z gwałtownymi opadami. Początkowo de
ponowany jest w tych miejscach tylko najgrubszy materiał, który następnie spełnia rolę
ŚRODOWISKO RZECZNE
sita. Przepływająca przez nie woda stopniowo osadza materiał coraz drobniejszy i wy
pełnia nim przestrzenie między wcześniej unieruchomionymi blokami i głazami.
Na stożkach formowanych w warunkach półsuchego i suchego kli
matu dużą rolę odgrywają grawitacyjne spływy osadu. W materiale
przemieszczanym przez spływy reprezentowane są zawsze frakcje drob
noziarniste, tj. pyłowe i iłowe, natomiast udział frakcji żwirowej bywa
bardzo różny, często nawet dominujący. Z tego punktu widzenia wyróżr
nia się w środowisku stożków dwa skrajne typy spływów: spływ rumo-
szowy (ang. debris-flow) i spływ mułowy (ang. mud-flow). Spływy pierw
szego typu ograniczone są z reguły do proksymalnej, stromszej części
stożka, gdzie ich osady odgrywają nieraz poważną rolę. Rezultatem po
jedynczych spływów są stosunkowo wąskie nagromadzenia osadów, po
dobne do jęzorów wydłużonych zgodnie z promieniem stożka (ryc. 12-2).
'' ' Mady przetakowe, 5 — osady sply-
P L A Y A '
W Ó W
N -
Miąższości takich nagromadzeń wynoszą od kilku metrów do kilku cen
tymetrów. Materiał grubszy skoncentrowany jest zwykle w brzeżnych-
częściach i przy powierzchni jęzora. Końcowa część jęzora spływu,
szczególnie rumoszowego, jest w przekroju podłużnym wybrzuszona
i z reguły ma mniejszy spadek niż powierzchnie sąsiadujących osadów
deponowanych przez wodę płynącą. Dlatego też osady spływów nie-
jzadko są rozcinane przez koryta strumieni. Osady spływów są, bardzo
źle wysortowane i maksymalna średnica ziarna jest w nich kilkadziesiąt
razy większa od mediany. W produktach spływów bardziej płynnych
większe klasty zorientowane są subhoryzontalnie i rozwinięta bywa gra
dacja ziarna. W osadach spływów o większej lepkości duże klasty by-
396 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
wają różnie zorientowane, przy czym część z nich ustawiona jest pio
nowo.
Model facjalny stożka napływowego dotyczy stożka formowanego-
w warunkach klimatu suchego lub półsuchego (Rust 1979) (ryc. 12-3).
W proksymalnej części stożka dominują facje żwirowe, reprezentowane-
przez poziomo warstwowane żwiry o zwartym szkielecie ziarnowym,
z nierzadką imbrykacją (osady wód płynących) oraz przez żwiry o roz
proszonym szkielecie, z mułowo-piaszczystym spoiwem wypełniającym,
pozbawione warstwowania i imbrykacji (osady spływów). W kierunku
dystalnym w osadach pierwszej z tych facji zwiększa się udział piasku
i pojawia się coraz liczniejsze warstwowanie przekątne o dużej skali.
Stopniowo zaczynają dominować piaski ż domieszką żwirów, z laminacją
poziomą i warstwowaniem przekątnym o dużej skali, a także coraz licz
niejsze stają się wkładki masywnych na ogół mułowców piaszczystych.
Rycina 12-3. Modelowy przekrój stożka napływowego
1 — starsze skały, 2 — osady spływów materiału ziarnowego, 3 —- żwiry, 4 — piaski, 5 — muły
Wśród publikacji dotyczących kopalnych osadów stożków napływowych kiłka za
sługuje na szczególną uwagę. Z metodologicznego punktu widzenia ważna jest praca
Blucka (1967). Kompleks stożków w dolnopaleozoicznej formacji Ąan Horn Sandstone
w Teksasie traktowany może być jako przykład zróżnicowania facji w zależności od
miejsca depozycji w proksymalnej, pośredniej i dystalnej części stożka (McGowen &
Groat 1975). W utworach dewonu w Norwegii dobrze poznane zostały bardzo grube serie
akumulowane w obrębie stożków napływowych i na ich peryferiach; stwierdzono tam
cykliczność związaną z pulsacyjnymi ruchami tektonicznymi obrzeżenia basenów (Steel
et al. 1977; Steel & Gioppen 1980). W Polsce osady stożków napływowych zostały sedy-
mentologicznie Udokumentowane szczegółowo w kulmie niecki śródsudeckiej (Teisseyre
1971, 1975a).
Typy rzek
Podział rzek na główne typy oparty jest na kryteriach morfologicznych:
krętości (stosunku długości osi głównego koryta do długości osi doliny
na danym odcinku) i obecności jednego lub kilku koryt w obrębie łoży-
ŚRODOWISKO RZECZNE
ska rzeki. Na tej podstawie, wyróżnia się cztery typy rzek, a ściślej —
odcinków rzek (ryc. 12-4).
Rzeki prostolinijne (ang. straight rivers) płyną jednym, bardzo mało
krętym korytem, w którym zwykle występują wąskie łachy przybrzeżne,
naprzemianlegle usytuowane. Regularne rozmieszczenie tych łach oraz
głębi i spłyceń koryta, a także przebieg głównego nurtu, wykazują pew
ne analogie do rzek meandrujących. Typowe, prostolinijne odcinki rzek
są rzadko spotykane.
Rzeki roztokowe (ang. braided rivers) charakteryzuje obecność roz
dzielających się i ponownie łączących koryt różnego rzędu, między któ
rymi istnieją liczne mielizny i wyspy, określane łącznie jako łachy śród-
korytowe. Rzeka roztokowa płynie zatem stosunkowo szerokim traktem,
ułożonym z koryt różnego rzędu; położenie koryt i niższych łach ulega
częstym zmianom. Poszczególne koryta są stosunkowo płytkie, a ich głę
bokość jest niewielka w porównaniu z szerokością. Krętość rzek rozto-
kowych jest niewielka (z reguły poniżej 1,3). Rzeki tego typu transpor
tują duże ilości materiału klastycznego przede wszystkim trakcyjnie. Ich
spadek w porównaniu ze spadkiem rzek meandrujących o podobnym
przepływie jest znaczny.
Rzeki meandrujące (ang. meandering rivers) w warunkach normal
nego stanu wody płyną tylko jednym korytem, które tworzy charakte
rystyczne zakola. Zakola przesuwają się stopniowo i tylko od czasu do
czasu zostają odcięte, w wyniku czego powstają starorzecza, typowe dla
rzek meandrujących. Krętość koryt jest duża (często powyżej 2), głębo
kość stosunkowo znaczna, a spadek z reguły niewielki w porównaniu
z wielkością przepływu. Wśród niesionego materiału zwykle spora część
przypada rta zawiesinę.
398 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rzeki anastomozujące (ang. anastomosing rivers) mają kilka niere
gularnie wijących się, głębokich koryt, rozdzielonych ustabilizowanymi
i z reguły porośniętymi wyspami. Obciążenie rzek tego typu jest nie
wielkie i niemal wyłącznie reprezentowane przez zawiesinę. Brzegi zbu
dowane są z kohezyjnego, drobnoziarnistego materiału, który trudno
ulega erozji. Z sedymentologicznego punktu widzenia rzeki tego typu są
bardzo słabo poznane.
Niemal wszystkie rzeki współczesne, które akumulują znaczne ilości
materiału klastycznego i tworzą grube aluwia, są rzekami roztokowymi
lub meandrującymi. Zapewne większość dawnych serii aluwialnych
związana jest również z takimi rzekami. Jest jednak możliwe, że np.
w seriach węglonośnych część aluwiów utworzona została przez rzeki
anastomozujące.
Istnienie jednego z tych dwóch typów — roztokowego lub meandrującego, na da
nym odcinku rzeki uzależnione jest w znacznym stopniu od spadku koryta i od wiel
kości przepływu przy stanie pełnokorytowym (Leopold & W o l m a n 1957). Znane są liczne
przypadki zmiany typu rzeki na krótkim stosunkowo dystansie spowodowane zmianą
spadku; bywa też, że jedno z ramion rzeki roztokowej tworzy typowe zakola. Długo
okresowe zmiany wielkości przepływu, a także zmiany rodzaju obciążenia rzeki ( w y w o
łane np. zmianami klimatu lub działalnością człowieka) prowadzić mogą do przeobraże
nia rzeki z meandrującej w roztokowa i odwrotnie.
Z danych uzyskanych empirycznie (Leopold & W o l m a n 1960) wynika, że w przy
padku rzeki meandrującej zaznacza się wyraźna zależność między długością fali mean
drów a szerokością koryta, co przypisywane jest dominującemu w p ł y w o w i , jaki warun
ki hydrodynamiczne wywierają na powstawanie układu zakoli. Amplituda meandrów
wydaje się natomiast zależeć głównie od podatności na erozję brzegów koryta i na o g ó ł
jest większa w przypadku rzek o bardziej spoistym (mułowym lub ilastym) materiale bu
dującym brzegi.
Badania rzek współczesnych doprowadziły także do stwierdzenia ogólnych zależ
ności między parametrami kształtu koryta rzeki (szerokością, głębokością, krętością, dłu
gością fali meandrów) a wielkością średniego przepływu i rodzajem obciążenia (udzia
łem materiału transportowanego trakcyjnie oraz w zawiesinie) (Schumm 1968). M i ę d z y
innymi ustalono, że w rzekach transportujących głównie zawiesinę stosunek szerokości
do głębokości koryta jest mniejszy od 10, a w rzekach z przewagą materiału niesionego
trakcyjnie jest na ogół większy od 40. W y p r o w a d z o n e empirycznie równania próbowano
zastosować do określania niektórych parametrów kopalnych koryt rzecznych i określe
nia panujących w nich warunków paleohydrologicznych (Schumm 1972; Elliott 1976).
Podział osadów rzecznych
W najbardziej ogólnym podziale, mającym aspekt genetyczny, wyróżnia
się dwie podstawowe grupy osadów rzecznych: korytowe i pozakory-
towe.
Osady korytowe gromadzone są w obrębie koryta lub traktu koryt,
zarówno podczas niskich, jak i wysokich stanów wody, a składają się
niemal wyłącznie z materiału transportowanego trakcyjnie. Są one de
ponowane w głębszych częściach koryta i w obrębie płycizn i łach. Do
ŚRODOWISKO RZECZNE 399
tej grupy należy m.in. bruk korytowy — osad złożony z lokalnie najgrub
szego, przemytego materiału, deponowany przede wszystkim na dnie ko
ryta w strefie głównego nurtu. Formy akumulacyjne, w obrębie których
deponownae są głównie osady korytowe, rozrastają się głównie lateral-
niej dlatego też osady korytowe nazywane bywają osadami przyrostu
bocznego (lateralnego).
Osady pozakorytowe deponowane są podczas wysokich stanów wody
na zalewanych wówczas terenach położonych poza strefą korytową.
Miejscem ich depozycji są przede wszystkim płaskie tereny równi zale
wowej i wały przykorytowe, a także wysoko wzniesione i wyjątkowo
tylko zalewane powierzchnie łach. Osady pozakorytowe składają się
w przewadze lub w poważnej części z materiału donoszonego w zawiesi
nie. Przyrost tych osadów zachodzi generalnie w kierunku pionowym
i dlatego nazywane są one także osadami przyrostu pionowego.
Jedne i drugie osady reprezentowane są przez zespoły różnych fa
cji. Ogólnie jednak osady korytowe składają się z materiału wyraźnie
grubszych frakcji w porównaniu z osadami pozakorytowymi. Najwięk
sze różnice między osadami obu grup istnieją w przypadku rzek, które
oprócz materiału transportowanego trakcyjnie niosą spore ilości zawie
siny.
Jako trzecią, podrzędną grupę wydziela się niekiedy osady dużych,
opuszczonych koryt, zapełnianych powoli drobnoziarnistym materiałem
(J. R. L. Allen 1965a). Do tej grupy należą przede wszystkim osady sta
rorzeczy.
Rzeki roztokowe
Rzeki typu roztokowego są charakterystyczne dla obszarów górskich,
podnóża gór i przedpola lodowców, nierzadko jednak występują także na
nizinach. Z reguły rzeki roztokowe w pobliżu obszaru źródłowego niosą
i akumulują dużo żwiru, natomiast w dół biegu w ich osadach zaczyna
stopniowo dominować piasek. Osady gromadzone w obrębie traktu koryt
rzek roztokowych, zarówno żwirowych, jak i piaszczystych, składają się
niemal wyłącznie z materiału grubszego, frakcji żwiru i piasku. Taki ma
teriał jest szybko deponowany, co prowadzi do intensywnego przyrostu
łach, ale także ulega łatwo erozji; jest to główną przyczyną częstych i du
żych zmian układu koryt i form akumulacyjnych w obrębie traktu, a tak
że przyczyną przesuwania się całego traktu. Porzucone koryta rzeki roz-
tokowej stosunkowo szybko wysychają, czym — oprócz kształtu — róż
nią się od stosunkowo długo wypełnionych wodą starorzeczy rzek mean
drujących.
W roztokowych rzekach żwirowych (Smith 1970; Rust 1972; Hein &
Walker 1977) charakterystycznymi, dużymi formami akumulacyjnymi są
łachy podłużne (ang. longitudinal bars). Mają one kształt zbliżony do
400
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-5. Żwirowa rzeka roztokowa
rombu i ogólnie są wydłużone zgodnie z biegiem rzeki (ryc. 12-5). Łachy
te rozwijają się z zaczątkowych nagromadzeń najgrubszego materiału
w obrębie koryta rzeki i podczas wysokiego stanu wody są nadbudowy
wane i rozrastają się na boki, a głównie w dół biegu rzeki. W tym kie
runku zmniejsza się zazwyczaj średnica ziarna materiału budującego ła
chę. Na zaprądowym skraju niektórych łach rozwija się stok osypisko-
wy. Przepływ po powierzchni łachy daje w rezultacie imbrykację oto
czaków. Podczas opadania w o d y w rzece przepływ po powierzchni łachy
koncentruje się w obrębie podrzędnych koryt, z których wiele szybko za
miera, niektóre zaś są dłużej czynne i mogą łachę częściowo rozcinać.
Na wynurzającej się powierzchni łachy żwirowej oraz w zamierających
korytach deponowany jest miejscami piasek lub nawet muł. Przy brze-
Rycina 12-6.
Depozycja przekątnie warstwo
wych piasków na brzegu łachy
żwirowej (według: Rust 1972,
zmodyfikowane)
Laminy przekątne nachylone w kie
runku poprzecznym do osi łachy: ry
sunek obrazuje depozycję piasków w
warunkach opadania poziomu wody
ŚRODOWISKO RZECZNE
gach tych koryt woda spływająca z powierzchni łachy formuje prze
kątnie warstwowane nasypy piaszczyste, nieraz typu miniaturowych delt
(ryc. 12-6).
W roztokowych rzekach piaszczystych (Coleman 1969; Collinson
1970, Cant 1978) duże formy akumulacyjne mają najczęściej postać sto
sunkowo szerokich płatów, które nazywane są ogólnie łachami poprzecz
nymi (ang. transversal bars). W planie ich kształt bywa dość zróżnico
wany, często jednak jest językowaty (ryc. 12-7). Zaprądowy stok łach
jest wyraźny, zwykle stromy. Stok ten jest różnie zorientowany w sto
sunku do osi koryta. Łachy poprzecznę przemieszczają się głównie wsku
tek przyrostu stoku zaprądowego, ą także nadbudowywane są przez de
pozycje osadów na ich powierzchni. W tym procesie często dużą rolę
odgrywają fale piaskowe, bowiem w piaszczystych rzekach roztokowych
występują one głównie na płyciznach. W głębszych partiach koryt wy
stępują zwykle duże riplemarki prądowe o krętych grzbietach. Podczas
szczególnie dużych powodzi zalane zostają wynurzone normalnie części
łach oraz tereny przyległe do strefy korytowej. Zachodzi tam wówczas
szybka na ogół depozycja osądów o ziarnie ogólnie drobniejszym w po
równaniu z osadami koryt i łach śródkorytowych; w przypadku rzek
żwirowych są to głównie piaski, zaś rzek piaszczystych — muły. Gro
madzeniu tych osadów wybitnie sprzyja obecność roślinności. Ogólnie
jednak w środowisku rzek roztokowych kontrast między osadami kory
towymi i pozakorytowymi nie jest tak wyraźny, jak w przypadku rzek
meandrujących.
Osady gromadzone w środowisku rzek roztokowych reprezentowa
ne są przez żwiry, piaski i utwory pelityczne. Osady te są wysoce zróż
nicowane pod względem litofacjalnym. Przy wyróżnianiu i opisach wy-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
stępujących tu facji stosuje się coraz powszechniej symbole literowe
(Rust 1978):
Gm — masywne lub poziomo warstwowane żwiry o zwartym szkielecie ziarno
wym, zwykle imbrykowaną;
Gms — masywne żwiry o rozproszonym szkielecie ziarnowym, pozbawione warst
wowania i imbrykacji;
• Gp — żwiry o zwartym szkielecie ziarnowym z płaskim warstwowaniem prze
kątnym;
Gt — żwiry o zwartym szkielecie ziarnowym z rynnowym warstwowaniem prze
kątnym;
SI — piaski o niskokątowym (< 10°) warstwowaniem przekątnym;
St — piaski z rynnowym warstwowaniem przekątnym o dużej skali;
Sp — piaski z tabularnym warstwowaniem przekątnym o dużej skali;
Sr — piaski z warstwowaniem przekątnym o małej skali;
Sh — piaski warstwowane poziomo,
Ss — piaski wypełniające drobne rozmycia erozyjne;
Rycina 12-8. Wzorcowe sekwencje aluwiów rzek roztokowych (według: Miall
1978b)
Typ Trollheim dotyczy żwirowej rzeki na obszarze stoika napływowego, typ Bijou Creek — okreso
wego strumienia w klimacie półsuchym. Symbole facji objaśnione w tekście
ŚRODOWISKO RZECZNE
Se — osady piaszczyste bogate w intraklasty (zwykle mułowe), występujące na
powierzchniach erozyjnych;
Fm — masywne muły;
FI — laminowane lub przekątnie warstwowane osady pelityczne.
Ze względu na zróżnicowanie środowiska rzek roztokowych, skon
struowanie jednego, uniwersalnego modelu pionowego następstwa facji
jest w tym przypadku szczególnie trudne. Miall (1978b) wyróżnił sześć
głównych, „wzorcowych" typów sekwencji aluwiów rzek roztokowych
(włączając do nich osady stożków napływowych); nadał im nazwy po
chodzące od różnych rzek współczesnych (ryc. 12-8).
Ogólnie stwierdzić można, że w profilu aldwiów żwirowych, proksy-
malnych rzek roztokowych dominują osady podłużnych łach żwirowych
(facja Gm), a podrzędnie występują wkładka piasków (facje Sp, St, Sh,
Sr).
W takich aluwiach kierunki Wyznaczone przez imbrykację otocza
ków wykazują zwykle mniejszy rozrzut niż kierunki warstwowania prze
kątnego w piaskach.
Aluwia piaszczystych rzek roztokowych cechuje przewaga osadów
z warstwowaniem przekątnym o dużej skali. Ilościowy stosunek facji Sp
do St bywa różny, jednak niemal zawsze pierwsza z tych facji jest re
prezentowana. Wkładki zawierające intraklasty bywają dość pospolite
i występują powyżej powierzchni erozyjnych, z reguły jednak lateralny
zasięg tych powierzchni nie jest duży. Rozrzut kierunków warstwowania
Rycina 12-9. .
Modelowa sekwencja z formacji Battery
Point Sandstone interpretowanej jako
aluwia piaszczystej rzeki roztokowej
(według: Cant & Walker 1976)
Pa prawej kierunki warstwowania przekątnego w
poszczególnych facjach
26-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
przekątnego o dużej skali jest zwykle niewielki, ale nie jest to regułą.
Osady drobnoziarniste, jak też i piaski z warstwowaniem przekątnym
0 małej skali lub z laminacją poziomą, odgrywają w aluwiach podrzędną
rolę.
Przykładem następstwa facji w aluwiach piaszczystej rzeki roztoko-
wej średniej wielkości może być model przedstawiony przez Canta
i Walkera (1976). Model ten uzyskano w wyniku badań dewóńskiego
piaskowca Battery Point i przy jego konstruowaniu posłużono się meto
dami analizy Markowa (ryc. 12-9). Model został następnie porównany
z przebiegiem sedymentacji w South Saskatchewan River (Cant 1978),
przy czym stwierdzono wiele analogii i nieznaczne różnice. Na uwagę
w tym modelu zasługuje przede wszystkim obecność pojedynczych, gru
bych warstw z tabularnym Warstwowaniem przekątnym, które występu
ją wśród wielozestawów rynnowego warstwowania przekątnego o dużej
skali i które różnią się od reszty osadów wyraźnie odmiennym kierun
kiem nachylenia lamin przekątnych. O w e zestawy tabularne interpreto
wane są jako osady powstałe w wyniku migracji dużych form, których
zaprądowe stoki ustawione były ukośnie lub nawet równolegle do ogól
nego kierunku biegu rzeki. W profilu aluwiów zaznaczają się kilkumetro
wej miąższości sekwencje o ziarnie malejącym ku górze, podobne pod
tym względem do sekwencji charakterystycznych dla aluwiów rzek
meandrujących.
Rzeki meandrujące
Rzeki meandrujące są pospolite na nizinach, ale występują również w in
nych obszarach. Przeważnie transportują one piasek i frakcje drobniej-
PAS MEANDROWY
Rycina 12-10. Pas meandrowy na równinie aluwialnej
Osady pasa meandrowego (osady korytowe oraz osady walów przybrzeżnych i glifów krewasowych
i starorzeczy zaznaczone kropkami, osady pozostałej czesci równi zalewowej zaznaczone kolorem
czarnym
ŚRODOWISKO. RZECZNE
sze, znane są jednak takie, które niosą również żwir pochodzący z obsza
rów źródłowych. Materiał transportowany trakcyjnie deponowany jest
głównie w obrębie, koryta rzeki, zaś miejscem depozycji zawiesiny są
przede wszystkim obszary przyległe do koryta, zalewane podczas dużych
powodzi.
Rozwój zakoli prowadzi do stopniowego, lateralnego przesuwania
się koryta. Rozwój ten przerywany jest przez ścięcie zakola po „cięci
w i e " lub przez rozcięcie jego szyi (tj. nasady pętli zakola), a opuszczona
część zakola przekształca się W starorzecze. Wskutek takich procesów
redukujących amplitudę zakoli, strefa migracji koryta rzeki związana
z przesuwaniem się zakoli jest na równinie aluwialnej (lub w szerokiej
dolinie rzeki) ograniczona i tworzy pas, zwany pasem-meandrowym lub
pasem meandrowania (ang. meander belt) (ryc.
12-10). W obrębie tego
pasa dominuje akumulacja osadów korytowych oraz osądów wałów przy-
korytowych, zaś poza nim rozciągają się płaskie tereny zalewane częś
ciowo lub w całości podczas dużych powodzi.
Rycina 1241.
Przerzucanie rzeki (awulsja)
Zazwyczaj generalny przyrost osadów w strefie pasa meandrowego
jest większy niż na pozostałych terenach równiny aluwialnej. W wyniku
tego dochodzi od czasu do czasu do nagłej zmiany położenia znacznego
odcinka koryta rzeki, obejmującego wiele zakoli. T e g o rodzaju przerzu-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
cenie rzeki, czyli awulsja (ang. avulsion), prowadzi do powstania nowego
pasa meandrowego, usytuowanego w innym miejscu równiny (ryc; 12-11)
Na rzeźbę obszaru akumulacji rzeki meandrującej składa się szereg
form, typowych dla tego środowiska (ryc. 12-12). Z sedymentologicznego
punktu widzenia wiele z nich traktuje się jako odrębne subśrodowiska.
Geomorfologiczne, hydrologiczne i sedymentologiczne badania
współczesnych rzek meandrujących (Fisk 1944; Sundborg 1956; Leopold
& Wolman 1957; Harms et al. 1963) oraz badania kopalnych osadów rzek
0 dużej krętości dały podstawy do stworzenia ogólnego modelu środo
wiska, rzeki meadrującej, a przede wszystkim modelu rozwoju łachy
meandrowej oraz do rozpoznania cech pionowej sekwencji osadów rzeki
tego typu (J. R. L. Allen 1970a). Istotne uzupełnienie w t y m zakresie
wniosły badania współczesnych rzek meandrujących, które oprócz piasku
i pelitu niosą także materiał żwirowy (McGowen & Garaer 1970; Bluek
1971; Jackson 1976; Teisseyre 1977, 1978).
Procesy i osady strefy korytowej
Rozkład prądów na zakolu związany jest z obecnością wielkiego układu
spiralnego, w którym składowa przypowierzchniowa zwrócona jest
w stronę zewnętrznego (wklęsłego) brzegu, zaś przy denna w stronę brze-
WAŁ MEANDROWY
Rycina 12-13. Depozycja w obrębie łachy meandrowej (rysunek modelowy) (według
J. R. L. Allen, 1970b, zmienione)
ŚRODOWISKO RZECZNE 407
gu wypukłego. Główny nurt zbliża się do brzegu wklęsłego i tutaj pręd
kości są największe. W związku z tym brzeg ten ulega erozji bocznej
i jest stromy, zaś u jego podnóża koryto jest najgłębsze. Łagodniej na
chylony skłon brzegu wypukłego, jest natomiast uprzywilejowanym
miejscem depozycji materiału transportowanego trakcyjnie. Dzięki temu
brzeg ten przyrasta i przesuwa się w stronę koryta. Jednoczesne cofanie
się brzegu przeciwnego powoduje przesuwanie się koryta, a tym samym
całego zakola. W wyniku gromadzenia osadów na brzegu wypukłym
powstaje łacha meandrowa.
Uproszczony, idealny model rozwoju łachy meandrowej opiera się
na założeniu, że w korycie na całym zakolu rozwinięty jest w pełni jeden
układ spiralny oraz, że formowanie łachy odbywa się w warunkach prze
pływu pełnokorytowego. W takich warunkach strop łachy sięga do po
ziomu przyległej do koryta równi zalewowej, a miąższość osadów łachy
odpowiada głębokości koryta. Następstwo facji w profilu pionowym osa
dów łachy odzwierciedla zmiany warunków depozycji w skłonie brzegu
wypukłego (ryc. 12-13). W profilu zaznacza się generalnie zmniejszanie
się średnicy ziarna ku górze. Profil zaczyna się powierzchnią erozyjną
utworzoną w wyniku przesuwania się koryta (ryc. 12-14). Na niej leży
warstwa bruku korytowego; często zawiera ona intraklasty (przeważnie
fragmenty mułów lub iłów) pochodzące z erodowanych brzegów koryta.
W y ż e j dominuje facja piasków z warstwowaniem przekątnym o dużej
skali z reguły typu rynnowego, związana genetycznie z migracją dużych
riplemarków po skłonie łachy. Podrzędnie występują wkładki piasków
z poziomą laminacją, genetycznie związaną z warunkami fazy zrównane
go dna. W najwyższej części występują piaski z warstwowaniem prze
kątnym o małej skali, deponowane przez migrujące małe riplemarki.
408 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rzeczywiste profile osadów łach meandrowych wykazują nieraz po
ważne różnice w porównaniu z przedstawioną sekwencją. Spowodowane
jest to rozmaitymi przyczynami, przede wszystkim zmianami stanu w o d y
w rzece, komplikacjami w rozkładzie prądów na zakolu oraz nierówno-
miernym rozwojem zakoli.
Niejednokrotnie powierzchnia łachy meandrowej nie ma postaci jed
nej, mniej więcej równej platformy, lecz złożona jest z dwóch lub w i ę
cej stopni, z których najniższy odpowiada poziomowi wody przy niskim
stanie. Zdarza się, że podczas przyboru woda zalewająca wyższy stopień,
eroduje w jego powierzchni drugorzędne koryta przelewowe (ryc. 12-15).
Zorientowane są one mniej więcej równolegle do cięciwy łuku zakola.
a u ich wylotu formowane są nasypy typu delt gilbertowskich. (por. str.
455). Rozwój takiego nasypu daje w rezultacie tabularny pakiet warstw
przekątnych, gruby nieraz na kilka metrów. W profilu całej łachy struk
tury takie mogą występować na różnych poziomach wśród rynnowego
warstwowania przekątnego o dużej skali. Nasypy przelewowe rozwijają
się w rzekach meandrujących o stosunkowo znacznym spadku, nagłych
przyborach i transportujących trakcyjnie podczas powodzi piasek i żwir
(McGowen & Garner 1970).
Na początku zakola rozkład prądów może pozostawać jeszcze pod
wpływem poprzedniego zakola, a nowy układ spiralny zaczyna się powoli
kształtować i w pełni jest rozwinięty dopiero w dalszej części zakola
(Jackson 1976). Tak więc w z d ł u ż zakola wyróżnić można trzy strefy:
ŚRODOWISKO- RZECZNE
Rycina 12-16. Profile osadów deponowanych w różnych strefach na zakolu rzeki
meandrującej (według: Jackson 1976, uproszczone)
A — w strefie przejściowe], B — w strefie pośredniej, C — w strefie pefńego rozwinięci*. Po prawej
stronie profilów przeciętna średnica ziarna
przejściową, pośrednią (formowania się nowego układu) i strefę pełnego
rozwinięcia układu. Zasięg tych stref zależy ogólnie od promienia zakola,
a na zakolu zmienia się w zależności od wielkości przepływu. Obecność
tych stref oraz zmiany ich zasięgu powodują, że sekwencje osadów
w profilach różnych części łachy różnią się między sobą (ryc. 12-16).
Sekwencja formowana w strefie pełnego rozwinięcia jest najbardziej
zbliżona do modelu idealnego. W obu pozostałych sekwencjach, w niż
szej części profilu (ponad warstwą bruku korytowego) medianą średnicy
ziarna nie maleje, a nawet wykazuje tendencję do nieznacznego zwięk-
szania się ku górze, zaś w strefie przejściowej ponad brukiem nierzadko
występują piaski z warstwowaniem przekątnym o małej skali.
W przypadku zakoli, których promień jest bardzo mały w porówna-
niu z szerokością koryta (< 2), przy zaprądowym krańcu łachy meandro
wej dochodzi do oderwania strumienia przepływu. Powstaje tam komór
ka wirowa o osi pionowej, w obrębie której formy dna mogą migrować
w górę biegu rzeki (Teisseyre 1978).
Na powierzchni łachy rozwinięte są niewielkie grzbiety (zwane wa
łami meandrowymi), wygięte mniej więcej zgodnie do wypukłego brzegu
koryta w kolejnych etapach jego rozwoju. Grzbiety takie formowane są
410
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
podczas wysokiego stanu wody, nierzadko przez duże riplemarki lub fale
piaskowe, które przemieszczają się ukośnie w górę skłonu brzegu wypu
kłego. Pomiędzy grzbietami istnieją płytkie, wydłużone zagłębienia; pod
czas wyższych stanów wody spełniają one niekiedy rolę drugorzędnych
koryt, a po powodzi tworzą się w nich krótkotrwałe zbiorniki wodne,
w których deponowany jest przeważnie muł.
Po ścięciu zakola lub rozcięciu jego szyi końce porzuconego odcinka
zakola kontaktujące z czynnym korytem zostają stosunkowo szybko za-
czopowane osadami. Pozostała część dawnego koryta staje się starorze
czem. Depozycja materiału grubszego transportowanego trakcyjnie zo
staje tam przerwana, a starorzecze zapełniane jest powoli materiałem
drobnoziarnistym, donoszonym podczas powodzi, a także jest miejscem
akumulacji autochtonicznych szczątków roślinnych.
Rycina 12-17. Schematyczny przekrój osadów deponowanych na zakolu rzeki Bar-
won River (wschodnia Australia) (według: Taylor & Woodyer, in: Miall 1978a)
W niektórych, rzadkich przypadkach sedymentacja na zakręcie rzeki może zacho
dzić odmiennie. Na terenie wschodniej Auątralii występują rzeki o dużej krętości, przy
pominające w planie rzeki meandrujące, w których depozycja zachodzi zarówno na wy
pukłym, jak i na wklęsłym brzegu zakrętu rzeki (Woodyer et al. 1979). Rzeki te niosą
głównie zawiesinę ilastą, a ich obciążenie i prędkość przepływu są niewielkie. Niesiony
materiał gromadzony jest głównie w obrębie koryta, przeważnie w postaci mułów, a pod
rzędnie drobnoziarnistych piasków. Osady te są sedymentacyjnie nachylone w kierunku
osi koryta, nieraz pod kątem 12—15°. (ryc. 12—17). Zakola rzeki w zasadzie nie przesu
wają się literalnie; stopniowe zapełnianie koryta prowadzi do awulsji.
Procesy i osady strefy pozakorytowej
Podczas wysokiego, powodziowego stanu w o d y zalane zostają rozległe
zwykle obszary położone poza strefą koryta. Wskutek zmiany warunków
przepływu (redukcja prędkości i turbulencji), jaka zaznacza się na skraju
tej strefy, dochodzi tutaj do depozycji grubszych frakcji zawiesiny.
W ten sposób po obu stronach strefy koryta formowane są wały. przyko-
rytowe, zwane także wałami nadsypowymi. Zazwyczaj wały są lepiej
rozwinięte po zewnętrznej stronie zakoli.
W a ł y zbudowane są głównie z mułu, miejscami zawierającego spore
domieszki bardzo drobnoziarnistego piasku. W osadach przeważa lami-
nacja różnych typów; nierzadkie bywają także wkładki z warstwowa
niem przekątnym o małej skali, zwykle z gradacyjnymi przejściami po
między poszczególnymi zestawami oraz z przejściami do nieregularnej,
falistej laminacji. Pospolite są także ślady korzeni.
Podczas powodzi wały przykorytowe rozcinane są korytami krewas,
którymi woda przepływa z koryta rzeki na obszar zewnętrznej równi za
lewowej. Koryta te zwykle rozdzielają się palczasto. Nanoszony nimi
materiał tworzy płaskie stożki napływowe zwane glifami krewasowymi,
które nadbudowują od strony zewnętrznej wały przykorytowe i wkra
czają na' tereny równi (ryc. 12-12). Materiał dostarczany krewasami jest
nieco grubszy od materiału wałów, lecz ogólnie drobniejszy niż w osa
dach strefy korytowej. Osady bliskiej koryta części glifów noszą cechy
szybkiej depozycji. Przeważa w nich zwykle warstwowanie przekątne
o małej skali; trafiają się zestawy o dużej skali oraz intraklasty mułowe,
pochodzące z rozcinania wałów. Nierzadko osady glifów zazębiają się
z osadami płaskiej, zewnętrznej części równi zalewowej.
Obszar równi zalewowej jest na ogół wielokrotnie szerszy niż strefa
korytowa. Jest on zalewany tylko okresowo, podczas większych powo
dzi. Osady deponowane na równi złożone są niemal wyłącznie z mate
riału niesionego przez rzekę w zawiesinie. Stopa przyrostu osadów jest
;na ogół niewielka, czego powodem jest stosunkowo znaczna prędkość
wody na równi oraz dość niska zawartość zawiesiny, charakteryzująca
wody szczytu powodziowego. Dodać jednak trzeba, że obecność roślin
ności i innych, lokalnych przeszkód powoduje zmniejszenie prędkości
wody i sprzyja zwiększeniu przyrostu osadów.
Wśród osadów równi zalewowej dominują muły o różnej zawartoś
ci materiału ilastego; przeważa w nich płaska laminacja, niejednokrot
nie nieciągła. Miejscami występują wśród mułów cienkie, przekątnie
laminowane soczewki bardzo drobnoziarnistych piasków. W osadach
pospolite bywają ślady wysychania, a także ślady korzeni.
W strefach klimatu wilgotnego równie zalewowe są często obszara
mi podmokłymi, zajętymi przez bagna nadrzeczne, zaś w ich częściach
występują niekiedy płytkie jeziora. Takie warunki sprzyjają rozwojowi
torfowisk i powstawaniu osadów fitogenicznych.
W odpowiednio długich okresach braku przyrostu osadów przypo
wierzchniowa część osadów równi podlega procesom glebotwórczym.
Nierzadko towarzyszy temu powstawanie konkrecyjnych skupień syde-
rytu lub kalcytu; w warunkach półsuchego lub suchego klimatu powstają
nawet utwory typu caliche (J. R. L. Allen 1974a). Na podstawie stopnia
zaawansowania rozwoju tych utworów możliwa jest ocena długości
okresu, w którym dana część równi nie podlegała przyrostowi osadów
(Leeder 1975). Proces podcinania wklęsłych brzegów zakoli powoduje,
ŚRODOWISKO RZECZNE
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
że do koryta rzeki dostają się bryły osadów zawierających o w e konkre
cje. Takie bryły oraz pochodzące z nich konkrecje deponowane są na
stępnie jako intraklasty w obrębie bruku korytowego (Gradziński 1970).
Aluwia rzek meandrujqcych
Wyraźnie odmienne warunki sedymentacji panujące w korycie i poza
jego obrębem powodują, że osady korytowe i pozakorytowe związane
z rzekami meandrującymi z reguły różnią się poważnie i reprezentowane
są przez, różne zespoły facji.
•BK Rycina 12-18.
,,.,.„ Sekwencje w kopalnych -osa-
EiSaa
3
dach rzecznych, formacja N e -
••:•••)
2
megt, Mongolia (według: G r a -
dzińśki 1970)
i
I, III — lekwencje (cyklotemy) dwu-
mUsrn
członowe, II — sekwencja zredukowa
na wskutek łctęcfa górne] cząscł
przez powierzchnia, erozyjne, stanowią
ca, podstawą sekwencji III; 1 — zle-
pieniec łrodformacyjny złożony z klas.
tów mułowych I redeponowanych kon-
krecjl wapiennych, 2 — piasek, 3 —
muł piaszczysty, 4 '— atałowiec lab-
Uowiec (konkrecje wapienne zaznaczo
ne biało), 5 — wyr sina, rozległa po
wierzchnia erozyjna, 8 — warstwo
wanie przekątne o dużej skali, 9 —
deformacje lamin przekątnych, 8 —
warstwowanie przekątne o malej ska
li, 9 — pozioma lamłnacja, ,10 —
osady piaszczyste bez warstwowania.
Ogólna interpretacja: warstwy % 13,
1S — bruk korytowy, warstwy 2—8,
' 14, 16—25 — osady łach meandrowych,
warstwy 10—12, 28, 27 — osady po
zakorytowe
W aluwiach omawianych rzek występują pospolicie dwuczłonowe
sekwencje (ryc. 12-18, 12-19). Dolny człon takiej sekwencji złożony jest
z osadów o grubszym ziarnie i reprezentuje osady korytowe. Osady tego
członu leżą na powierzchni erozyjnej, z reguły rozległej, wytworzonej
przez erozję koryta przesuwającego się lateralnie na zakolu. Bezpośred-
ŚRODOWISKO RZECZNE
414
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
ńio na tej powierzchni leży zwykle mniej lub bardziej ciągła warstwa
bruku korytowego, złożona z materiału o stosunkowo najgrubszym ziar
nie; często w warstwie tej występują liczne intraklasty mułowe. Pozosta
ła, główna część członu dolnego zbudowana jest z reguły z materiału
o frakcji piasku i reprezentuje osady łachy meandrowej. W profilu osa
dów członu dolnego — traktowanego jako całość — zaznacza się gene
ralne zmniejszanie się średnicy ziarna ku górze. W poszczególnych od
cinkach profilu może jednak występować odwrócona gradacja ziarna
(por. ryc. 12-16).
Człon górny złożony jest z osadów o wyraźnie drobniejszym ziarnie
w porównaniu ż członem dolnym. Zazwyczaj są to muły zawierające
podrzędne wkładki piaszczyste (szczególnie w dolnej części profilu). Na
człon górny składają się osady gromadzone podczas powodzi na po
wierzchni platformy łach meandrowych, przede wszystkim zaś osady de
ponowane w obrębie wałów przykorytowych, glifów krewasowych i na
zewnętrznej równi zalewowej. Dość grube warstwy piasków (znacznie
jednak cieńsze od osadów członu dolnego), które nieraz obserwuje się
jako wkładki wśród mułów członu górnego, w Wielu przypadkach są
osadami glifów krewasowych.
Opisane dwuczłonowe sekwencje należą do grupy sekwencji zwią
zanych z czynnikami autocyklicznymi (zob. str. 559). W przypadku śro
dowiska rzeki meandrującej takim czynnikiem jest przede wszystkim ty
powe dla takiej rzeki przesuwanie się zakoli.
Rycina 12-20.
Schemat hierarchicznego syste-
mu struktur kierunkowych w
korycie rzeki meandrującej
Pełne, złożone z obu członów sekwencje nie zawsze mają szanse
trwałego zachowania się w profilu utworów aluwialnych, bowiem erozja
związana z przesuwaniem się kolejnego lub nowo powstałego zakola po
wodować może całkowite lub znaczne zniszczenie nagromaidzonych po
przednio osadów. Duże szanse zachowania się dwuczłonowych sekwen
cji istnieją wówczas, gdy skala przesuwania się zakoli jest duża, szyb-
ŚRODOWISKO RZECZNE 415
kość migracji zakoli nieznaczna, a tempo akumulacji osadów stosunkowo
duże.
Procentowy udział osadów korytowych do pozakorytowych, rozpa
trywany w skali całego przekroju aluwiów równiny formowanej przez
rzekę meandrującą, bywa bardzo różny. Zależy to od takich czynników,
jak: szerokość równiny, szerokość pasa meandrowego, szerokość i głę
bokość koryta, szybkość tempa akumulacji osadów na obszarze równi
zalewowej oraz częstotliwość, z jaką zachodzi przerzucanie koryta rzeki
(Leeder 1978).
Struktury kierunkowe w aluwiach rzek meandrujących, podobnie
zresztą jak w utworach wielu innych środowisk, tworzą układ hierar
chiczny (ryc. 12-20). Najwyższy szczebel w tej hierarchii tworzą kierun
ki koryt, zaś niskie szczeble struktury warstwowania przekątnego, przy
czym największy rozrzut wykazują kierunki lamin przekątnych w struk
turach związanych genetycznie z małymi riplemarkami. Odtworzenie re
gionalnego kierunku transportu w przypadku aluwiów rzek meandrują
cych wymaga dużej ilości metodycznie przeprowadzonych pomiarów
w całym szeregu odsłonięć.
Kopalne osady aluwialne
W świetle aktualnego stanu wiedzy na temat środowiska rzecznego, od
różnienie kopalnych aluwiów od utworów innych środowisk sedymenta
cyjnych jest na ogół dość łatwe. Poważniejsze trudności wyłaniają się
natomiast przy interpretacji typu rzek. które wytworzyły badaną serię
aluwialną. W tego rodzaju interpretacji pomocne są przede wszystkim
takie kryteria, jak: lokalny i regionalny rozkład kierunków transportu,
procentowy udział materiału gruboziarnistego i jego rozmieszczenie
w osadach, kształt i lateralny zasięg w
r
yraźnych powierzchni erozyjnych,
występowanie złożonego warstwowania przekątnego, następstwo litofa-
cji w profilu pionowym.
Obecność kopalnych osadów rzecznych stwierdzono w wielu seriach skalnych róż
nego wieku, począwszy od prekambryjskich. Osady o takiej genezie zostały dobrze udo
kumentowane m.in. w oldredzie W i e l k i e j Brytanii (J. R. L. Allen 1962, 1964b, 1965b)
i Spitsbergenu (Moody-Stuart 1966), w dewonie zachodniej Kanady (Cant & Walker
1976), sylurze Apalachów (Smith 1970) i górnej kredzie Mongolii (Gradziński 1970). Osa
dy ekshumowanej współcześnie mioceńskiej łachy meandrowej opisane zostały przez
Puidgefabregasa (1973), zaś osady glifu krewasowego, które pogrzebały las kalamitowy,
przez Brzyskiego, Gradzińskiego i Krzanowską (1974) z górnośląskiej serii produktywnej.
W jurajskiej formacji Morrison w N o w y m Meksyku udokumentowano obecność szere
gu nałożonych na siebie kopalnych, wielkich koryt rzecznych (Campbell 1976). Dobrym
przykładem rekonstrukcji szeregu odmiennych, fluwialnych środowisk sedymentacyjnych
jest praca Gallowaya (1981) dotycząca kenozoicznych osadów południowego Teksasu.
416
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Ś R O D O W I S K O E O L I C Z N E
Powstawanie dużych nagromadzeń osadów eolicznych uzależnione jest
przede wszystkim od istnienia obfitego źródła materiału klastycznego,
który ulega deflacji, jak i od warunków panujących na obszarze depo
zycji. Deflacji ulegają jedynie luźne utwory o odpowiednio małym ziar
nie; istotną rolę odgrywa przy tym braku ochronnego płaszcza szaty
roślinnej. Podczas transportu eolicznego (zob. rozdz. 2) następuje oddzie
lenie frakcji piaszczystej od unoszonych w suspensji frakcji drobniej-
szych. Te ostatnie nierzadko składane są daleko od miejsca wywiewania.
Piasek natomiast gromadzony jest na ogół w pobliżu strely deflacji i na
stępnie wielokrotnie przesypywany przez wiatr. Regionalne zróżnicowa
nie obszarów akumulacji eolicznych piasków i pyłów uzasadnia oddziel
ne potraktowanie ich w tym rozdziale.
Obszarami akumulacji piasków eolicznych są przede wszystkim pu
stynie piaszczyste. Rozległe pustynie tego typu (nazywane najczęściej
ŚRODOWISKO EOLICZNE 417
ergami) zgrupowane są współcześnie w strefach między 20 a 30 równo
leżnikiem, na obszarach ubogich w opady. Ergi zajmują zwykle obniże
nia i są otoczone przez równie pustynne, rozległe obszary o kamieni
stym podłożu, które ulega intensywnemu wietrzeniu mechanicznemu.
W przemieszczaniu produktów wietrzenia poważną rolę, oprócz wiatru,
odgrywają okresowe rzeki i strumienie, których działalność powoduje
wstępną koncentrację luźnego materiału klastycznego na obrzeżeniu pu
styń piaszczystych (ryc. 12-21).
Nagromadzenia piasków eolicznych występują także wzdłuż plaż
morskich i jeziornych w postaci pasów wydm nabrzeżnych. Istotne zna
czenie w ich powstawaniu ma obfitość piasku na plaży, natomiast pod
rzędną rolę odgrywają warunki klimatyczne. Dlatego też wydmy nad
brzeżne rozwijają się w różnych strefach klimatycznych, zarówno su
chych, jak i wilgotnych.
Podrzędne nagromadzenia piasków eolicznych akumulowane są na
różnych, ubogich w roślinność obszarach lądowych, głównie w strefie
pokryw fluwioglacjalnych i piaszczystych równin aluwialnych.
Skład mineralny i tekstury piasków eolicznych
Podczas transportu eolicznego piasek stosunkowo szybko podlega sorto
waniu, nieco wolniej (choć w przypadku ziarn kwarcu 100—1000 razy
szybciej niż w ośrodku wodnym) abrazji; transport powoduje również
selekcję minerałów związaną z rozdrabnianiem i usuwaniem ziarn mine
rałów mało odpornych mechanicznie (przede wszystkim silnie łupliwych).
Piaski eoliczne są najczęściej kwarcowe, niekiedy arkozowe, a bywają
także wapienne i gipsowe. Są one przeważnie dobrze wysortowane i mają
zwykle unimodalny rozkład uziarnienia z dominacją ziarn 0,2—0,45 mm.
Dość często jednak wysortowanie jest umiarkowane. Piaski eoliczne ce
chuje na ogół asymetria rozkładu uziarnienia z przesunięciem w stronę
ziarn grubszych. Ziarna piasków przerabianych długo przez wiatr są
dobrze obtoczone. Większość ziarn kwarcu ma powierzchnię matową
i często wyraźnie podziurkowaną; zdaniem Kuenena i Perdocka (1962)
jest to głównie wynikiem nadtrawienia powierzchni ziarn przez pustyn
ną rosę. Powierzchnie ziarn kwarcu obserwowane przy użyciu mikrosko
pu elektronowego wykazują charakterystyczne cechy rzeźby, będące
v/ynikiem abrazji ziarna oraz rozpuszczania i wytrącania się krzemionki.
Formy akumulacji piasków
Działalność wiatru prowadzi do powstawania trzech głównych kategorii
form: riplemarków, wydm i draasów (l.p. draa, nazwa arabska). Różnią
27 Zarys sedymentologii
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
0,01 0,04 0,16 0,64 2,56 10 40 160 640 2560. M
R O Z S T E P
Rycina 12-22. Zależność między uziarnieniem a rozstępem riplemarków eolicznych,
wydm i drąasów (według: I. G. Wilsona 1972)
się one między sobą rozmiarami i rozstępem (ryc. 12-22) i tworzą z w y k l e
układ hierarchiczny: riplemarki rozwijają się na powierzchni wydm, a te
z kolei na powierzchni draasów. Bywa też, że mniejsze wydmy wystę
pują na powierzchni wydm większych. Szybkość migracji tych form jest
odwrotnie proporcjonalna do ich rozmiarów. W przypadku riplemarków
jest ona przeważnie rzędu centymetrów na minutę, w y d m — rzędu me
trów lub nawet dziesiątków metrów na rok, zaś przesuwanie się draasów
szacowane jest w skali centymetrów i decymetrów na rok.
Oprócz wymienionych form, które powstają w warunkach swobod
nego, wzajemnego oddziaływania wiatru i piaszczystego podłoża, istnie
ją także wymuszone formy sedymentacji eolicznej. Są to różnej wiel
kości i kształtu nagromadzenia piasku, których rozwój związany jest
z obecnością rozmaitych przeszkód, takich jak ściany i bloki skalne, k ę p y
roślinności itp.
Wydmy eoliczne
Kształty wydm są bardzo zróżnicowane, ogólnie jednak wyróżnić można
kilka głównych typów wydm, z których trzy pierwsze mają grzbiety
zorientowane poprzecznie w stosunku do kierunku dominujących, efek
tywnych (tj. deponujących piasek) Wiatrów (ryc.12-23). Wysokość w y d m
jest zwykle rzędu metrów lub niewielu dziesiątków metrów.
Barchany mają kształt sierpa o obniżonych rogach wysuniętych
w stronę, w którą wieją wiatry. W środkowej części w y d m y po stronie
zawietrznej wykształcony jest z reguły stromy stok osypiskowy. Barcha
ny rozwijają się zazwyczaj w warunkach skąpej stosunkowo dostawy
piasku i nierzadko występują jako w y d m y migrujące po twardym, ka
mienistym podłożu. Charakterystyczny kształt barchanu jest spowodo
wany tym, że rogi wydmy wskutek mniejszej ilości' skupionego w nich
piasku przesuwają się szybciej niż środkowa część wydmy.
ŚRODOWISKO EOLICZNE
419
Rycina 12-23.
Charakterystyczne cechy głów
nych typów wydm (schemat)
Wydmy paraboliczne mają w planie kształt sierpa zorientowanego
odwrotnie niż barchan. Kształt ich jest wynikiem hamowania piasku
w częściach brzeżnych (rogach) przez roślinność lub wskutek zawilgoce
nia od podłoża.
Wydmy poprzeczne mają długie, proste lub nieznacznie faliste
grzbiety. W formie typowej rozwijają się w warunkach obfitej dostawy
piasku i pod wpływem efektywnych wiatrów wiejących niemal wyłącz
nie z jednego kierunku. Istnieje wiele form pośrednich między wydmami
poprzecznymi i barchanami.
Seify (wydmy podłużne) mają postać bardzo długich (nieraz dzie
siątki kilometrów) wałów, które zorientowane są równolegle do kierun
ku dominujących wiatrów. Grzbiety seifów są niemal proste lub lekko
faliste, a niekiedy nawet kręte. Wzdłuż grzbietu rozwinięte są naprze-
mianlegle niewielkie stoki osypiskowe, niekiedy jednak ich brak. Seify
powstają w warunkach obfitej dostawy piasku. Formowane są one dzięki
istnieniu par wielkich układów wirowych o poziomej osi i przeciwnym
skręcie (Glennie 1970) (por. str. 63).
Oprócz wymienionych typów w y d m istnieje jeszcze szereg innych,
które łącznie określić można jako wydmy złożone. Mają one różny kształt
(piramidalny, gwiaździsty, kopiasty) i rozwijają się pod wpływem wia-
420 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
trów wiejących z różnych kierunków. Często składają się one z kilku
grzbietów zbiegających się dośrodkowo i mają kilka wierzchołków.
Draasy
Do rozpoznania draasów jako oddzielnej kategorii form eolicznych przy
czyniła się głównie analiza zdjęć lotniczych i satelitarnych. Różnica mię
dzy draasami a wydmami polega przede wszystkim na dużych rozmia
rach draasów. Draasy mają postać wielkich wzniesień o wysokości dzie
siątków i więcej metrów, pokrytych z reguły drugorzędnymi w stosun
ku do nich wydmami. Występują one w grupach, w obrębie których
mają podobny rozstęp (rzędu kilometrów) i wysokość. W planie mają
wzór barchanoidalny, gwiaździsty, kopułowaty lub wydłużony (podobny
do seifów).
Ze względu na duże rozmiary i powolne tempo przesuwania się
draasów, czas potrzebny do ich pełnego rozwoju szacowany jest na setki
tysięcy, a nawet miliony lat. Uważa się, że wiele współczesnych draasów
jest formami, które powstały w ubiegłych epokach pod wpływem bar
dziej intensywnych niż obecnie wiatrów. Zdaniem I. G. Wilsona (1972,
1973) draasy występują współcześnie tylko na takich pustyniach, na któ
rych miąższość pokrywy piasków jest znaczna (rzędu wielu dziesiątków
lub setek metrów); są one pospolite na ergach Sahary i Półwyspu Arab
skiego, brak ich natomiast w Australii, gdzie pokrywa piaszczysta jest
stosunkowo cienka.
Wewnętrzne struktury wydm
0 cechach wewnętrznych struktur osadów wydmowych decyduje głów
nie typ wydm i zespół procesów powodujących migrację tych form.
W przypadku wydm o grzbietach zorientowanych poprzecznie do
dominującego kierunku efektywnych wiatrów, migracja wydmy polega
ogólnie na przyroście kolejnych, nachylonych warstw na stoku zawietrz
nym i postępującej erozji stoku podwietrznego. Dzięki temu główna
masa osadów wydmy jest produktem depozycji na stoku zawietrznym.
Depozycja na tym stoku zachodzić może na drodze różnych procesów:
grawitacyjnego przemieszczania piasku w dół stoku, opadania ziarn, mi
gracji riplemarków i miecenia ziarn. Charakterystykę tych procesów
i ich związek z typami warstwowania piasków eolicznych przedstawi!
Hunter (1977a, 1981).
Grawitacyjne przemieszczanie zachodzi najczęściej bądź na drodze
zsuwów (które podczas ruchu przeradzają się zwykle w lawiny sypkiego
piasku wskutek utraty kohezji), bądź na drodze tzw. recesji skarpy (ang.
scarp recession).
Ten drugi proces polega na tym, że w pewnej części
stoku powstaje inicjalna, miniaturowa skarpa, od której odrywają się
ŚRODOWISKO EOLICZNE
421
sukcesywnie pojedyncze ziarna i staczają w dół, sama zaś skarpa cofa
się w górę stoku. Oba wspomniane procesy zachodzą na stokach o na
chyleniu zbliżonym do kąta naturalnego zsypu, w ich rezultacie powstają
soczewkowate, zwykle dość grube laminy o stosunkowo małym (szcze
gólnie w przypadku lawin) zasięgu przekroju bc. U podnóża stoku laminy
te wyklinowują się i zazębiają, z laminami powstającymi dzięki innym
procesom.
Po zawietrznej stronie wydmy, w strefie oderwania strumienia wia
tru, pewna część ziarn piasku znajduje się chwilowo w suspenśji i w po
staci „deszczu piasku" opada na stok i jego podnóże. Ziarna deponowa
ne w taki sposób na stromych partiach stoku ulegają na ogół redepozy-
cji przez grawitacyjne przemieszczenie, natomiast na słabiej nachylonym
stoku i na jego podnóżu tworzą laminy o stosunkowo znacznym zasięgu.
Pod wpływem efektywnego wiatru okresowo wiejącego równolegle
do stoku wydmy, a także pod wpływem ruchu powietrza w komórce wi
rowej formowanej podczas wiatru wiejącego skośnie do grzbietu wydmy,
na zawietrznym stoku wydmy powstają riplemarki piaszczyste. Jeżeli
migracja riplemarków prowadzi w sumie do przyrostu piasku, wówczas
powstają laminy o dużym zazwyczaj zasięgu, z których każda odpowia
da jednemu, przesuwającemu się riplemarkowi. Zdarza się, że w takich
laminach widoczne są delikatne warstewki przekątne. Riplemarki piasz
czyste powstawać mogą W każdej części wydmy, z wyjątkiem odcinków
o nachyleniu bliskim kątowi naturalnego zsypu.
Przy silnym wietrze, który uniemożliwia już tworzenie się riplemar
ków, dochodzi do miecenia ziarn i powstawania płaskiej laminacji.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
W osadach wydmowych występują także struktury deformacyjne
(McKee et al. 1971; M c K e e & Bigarella 1972). Powstają one w wyniku
zsuwów i lawin piasku, a mają postać różnego rodzaju drobnych fałdów
i uskoków, nasunięć, zrotowanych bloków, oraz warstw bezstrukturo-
wych. Z grawitacyjnym przemieszczeniem piasku związane, są też
zmarszczki oraz żłobki osypiskowe.
Struktury biogeniczne w eolicznych piaskach obszarów suchych są
rzadkie. Stosunkowo najliczniej występują gromadne ślady korzeni, okre
ślane jako dikaka (Glennie & Evamy 1968). Mają one postać rozwidlają
cych się rurek, które na powierzchni skały wyróżniają się dzięki silniej
szej cementacji.
Obserwacje dotyczące wewnętrznej budowy dużych wydm współ
czesnych są do tej pory nieliczne. Najwięcej danych dostarczyły badania
McKee (1966) przeprowadzone w głębokich wykopach na obszarze pola
wydm gipsowych White Sands w N o w y m Meksyku (ryc. 12-24, 12-25).
W przypadku wydm o grzbietach zorientowanych poprzecznie do kie
runku wiatru, główna masa osadów wydmy złożona jest z grubych lub
bardzo grubych zestawów lamin. Zestawy te (jak i laminy) nachylone są
w stronę zawietrzną, mają kształt zbliżony do tabularnego lub klinowego
ŚRODOWISKO EOLICZNE 423
i często najniższej części wydmy są wygięte. Powierzchnie graniczne ze
stawów bywają zwykle nieco mniej nachylone niż ścinane przez nie la
miny niżejległego zestawu. Większość takich powierzchni może być
uznana za powierzchnie reaktywacji. Zestawy rynnowe występują cał
kowicie sporadycznie. Maksymalny kąt upadu lamin w poszczególnych
zestawach wynosi od 25 do 34° (w wydmach nadmorskich dochodzić
może niekiedy do 40°). Laminy w stosunku do dolnych powierzchni ze
stawów ułożone bywają niemal równolegle lub dochodzą do nich pod
niewielkim kątem. Z wykonanych przez M c K e e pomiarów kierunku upa
du lamin przekątnych wynika, że w przypadku barchanu rozrzut kierun
ków wynosi 60°, wydm kopulastych wydłużonych poprzecznie do kie
runku wiatru — 130—150°, a wydmy parabolicznej — 200°. Odnośnie
wydmy poprzecznej, co do której brak danych. Wnosić można, że rozrzut
kierunków jest najmniejszy.
Rycina 12-26. Struktury sedymentacyjne w seifie Sahara (według: McKee & Tib-
bits, uproszczone)
Przekrój poprzeczny do grzbietu wydmy: objaśnienia na rycinie 12.24
Wewnętrzne struktury współczesnych seifów zbadane zostały jedy
nie fragmentarycznie na terenie Libii (ryc. 12-26). Z profilów płytkich
wykopów wynika, że dominuje tam warstwowanie przekątne typu klino
wego. Laminy zapadają z reguły w stronę nachylenia stoku wydmy,
a zestawy oddzielone są płaskimi powierzchniami granicznymi. Rozkład
kierunków upadu laminy W całej wydmie jest wyraźnie bimodalny.
Kopalne osady wydmowe
Rozpoznawanie kopalnych utworów wydmowych przeprowadzane jest
na podstawie zespołu rozmaitych cech. wśród których dużą rolę odgry
wają struktury sedymentacyjne i szeroko pojęta geometria osądów.
W seriach piaskowców interpretowanych jako osady wydmowe do
minuje charakterystyczne, wielkoskalowe warstwowanie przekątne (ryc.
424 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-27. Kopalne osady w y d m o w e j piaskowce z Tumlina, dolny trias, kamie
niołom Tumlin-Gród (fot. R. Gradziński)
12-27, 12-28). Złożone jest ono, podobnie jak w wydmach współczesnych,
z nachylonych zestawów lamin przekątnych. Maksymalne kąty upadu
lamin przekątnych są strome i mogą osiągać wartości kąta naturalnego
zsypu (zob. ryc. 12-28). Zdarza się jednak, że w niektórych formacjach
dochodzą one tylko do 25—28°; tłumaczy się to erozyjnym ścięciem wyż-
Rycina 12-28. Kopalne osady w y d m o w e , wschodnia ściana kamieniołomu Tumlin-
-Gród; dolny trias (według: Gradziński et al. 1979)
1 — główne powierzchnie graniczne, 2 — podrzędne powierzchnie graniczne, 3 — wybrane laminy,
4 — kierunek i kąt nachylenia lamin, 5 — wkładka ze spękaniami błotnymi, 6 — osypisko; D —
miejsce występowania riplemarków eolicznych na nachylonej powierzchni, E — zazębienie się osa
dów stoku wydmy z osadami podnóża wydmy, F — mikroterasy znaczące brzeg okresowego zbior
nika wodnego z odciśniętymi na niej stopami gada
ŚRODOWISKO EOLICZNE 425
szych części dawnych wydm (tj. najbardziej stromych partii ich stoków),
a także kompakcją.
Nachylone zestawy lamin z reguły tworzą grubsze, pierwotnie mniej
więcej poziome warstwy, o miąższości kilku metrów i stosunkowo du
żym zasięgu lateralnym. Warstwy te oddzielone są płaskimi lub lekko
wklęsłymi powierzchniami granicznymi o erozyjnym charakterze (ryc.
12-28). Stokes (1968) tłumaczył powstawanie powierzchni tego rodzaju
wpływem stopniowo podnoszącego się poziomu, wód gruntowych na ob
szarze akumulacji; w takim przypadku okresowa deflacja na obszarach
międzywydmowych sięgać mogła jedynie do strefy zwilżonego piasku.
Bardziej prawdopodobna jest jednak geneza wspomnianych powierzchni
sugerowana przez Shottona (1937) oraz przez M c K e e i Moiolę (1975),
zgodnie z którą powstają one w wyniku wkraczania na siebie kolejnych
wydm lub generacji wydm.
Broockfield (1977) wysunął koncepcję, że w przypadku występowa
nia powierzchni granicznych trzech różnych hierarchicznie rzędów, po
wierzchnie pierwszego rzędu (najbardziej rozległe i zbliżone do poziomu)
związane są z migracją draasów, drugiego rzędu (nieznacznie, nachylone)
powstają w rezultacie migracji wydm po dolnej części zawietrznego sto
ku draa, zaś powierzchnie oddzielające zestawy lamin są powierzchnia
mi reaktywacji, które powstały na stoku wydmy w wyniku lokalnych
zmian kierunku i siły wiatru. Dodać jednak trzeba, że w niektórych pia
skowcach eolicznych (T. R. Walker & Harms 1975; Gradziński et al.
1979) analiza układu powierzchni granicznych dowodzi, że proces aku
mulacji piasków wydmowych musiał być bardziej skomplikowany; regu
larne nasuwanie się na siebie kolejnych wydm przerywane było od czasu
do czasu erozją eoliczną prowadzącą do powstawania głębokich obniżeń
deflacyjnych (ryc. 12-29).
Jedną z cech, która może być uznana za diagnostyczną dla piasków
wydmowych, jest występowanie długich riplemarków, które rozwinięte
są na powierzchni warstw przekątnych i zorientowane są mniej więcej
równolegle do kierunku ich upadu (ryc. 12-29, 12-30). Grzbiety tych ri
plemarków z reguły są ścięte. Tłumaczy się to następująco. A b y riple
marki mogły się zachować, muszą być zwilżone; nim nastąpi ich zasypa
nie lotnym piaskiem, wysychające szybciej grzbiety ulegają częściowo
deflacji.
Wśród kopalnych piasków wydmowych stwierdzono również wkład
ki osadów deponowanych w obniżeniach międzywydmowych. W pias
kowcach z Tumlina (Gradziński et al. 1979) są to głównie poziomo, pła
sko laminowane piaski eoliczne, podrzędnie i lokalnie występują nato
miast laminowane, piaszczysto-mułowcowe osady krótkotrwałych zbior
ników wodnych (zob. ryc. 12-29). Z tymi osadami związane jest wystę
powanie sieci spękań z wysychania, zwitków mułowych i riplemarków
falowych, struktur adhezyjnych oraz śladów miniaturowych tarasów
426 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-29
Idealizowany blokdiagram ilu
strujący geometrię piaskowców
z Tumlina; dolny trias (według:
Gradziński et al. 1979)
MB — główne powierzchnie granicz
ne, AB — podrzędne powierzchnie
graniczne (powierzchnie reaktywacji),
SC — nieckowate zakończenie głów
nej powierzchni granicznej, AER —
riplemarki eoliczne, WR — riplemarki
falowe, MC — spękania błotne,
WLT — mikroterasy, SS — soczewki
bezstrukturowych piaskowców
związanych z opadaniem poziomu wody. Lokalne, soczewkowate wkładki
bezstrukturowych piaskowców, które występują w tej formacji wśród
osadów obniżeń międzywydmowych, interpretowane są jako utwory
powstałe dzięki spływom przesyconych wodą mas piasku. Przykłady za
zębiania się piasków wydmowych z osadami okresowych jeziorek opisa-
Rycina 12-30. Riplemarki eoliczne o ściętych grzbietach, zorientowane równoległe
do kierunku nachylenia powierzchni; pierwotny kąt nachylenia tej powierzchni
wynosił około 15°; długość ołówka widocznego w prawej, górnej części zdjęcia
wynosi 18 cm; piaskowce z Tumlina, dolny trias, kamieniołom Sosnowica (fot.
R. Gradziński)
ŚRODOWISKO EOLICZNE 427
ne zostały także przez Gradzińskiego i Jerzykiewicza (1974a) z utworów
górnej kredy Kotliny Nemegt w Mongolii. Charakterystykę cech sedy
mentacyjnych osadów deponowanych w różnych obniżeniach między-
wydmowych (suchych, wilgotnych i ewaporatowych) podali Ahlbrandt
i Fryberger (1981).
Przestrzenny układ warstw w piaskowcach eolicznych, a przede
wszystkim rozkład kierunków warstwowania przekątnego, pozwala na
interpretację typu dawnych wydm (ryc. 12-31). Rozkład unimodalny
przypisywany jest barchanom, wydmom poprzecznym lub do nich po-
dobnym, natomiast wyraźnie bimodalny rozkład wiązany jest z depozycją
w obrębie seifów (zob. r y c 12-26).
Pomiary kierunków warstwowania przekątnego w paleozoicznych i mezozoicznych
piaskowcach, interpretowanych jako osady wydmowe, zastosowane zostały do rekon
strukcji systemów paleowiatrów i do określenia na tej podstawie dawnych stref passa
tów (Opdyke & Runcorn 1960).
Formacje piaskowców o cechach osadów wydmowych, zawierające także wkładki
osadów o innej genezie, znane są z różnych obszarów i epok. Stosunkowo najwięcej
zostało ich rozpoznanych w zachodniej części Stanów Zjednoczonych (Stokes 1961; Steki-
man 1974; T. R. Walker & Harms 1972)i m.in. występują tam wczesnojurajskie p i a s k o w -
ce Navajo, których miąższość dochodzi do 470 m, a obszar występowania oceniany jest
na 520 k m . W południowej Brazylii i krajach sąsiednich dolnotriasowe piaskowce Botu-
catu, złożone głównie z osadów wydmowych, zajmują obszar szacowany na 1 500 000 km
i mają do 300 m miąższości. Pustynne osady wydmowe zostały także opisane z permu
W y s p Brytyjskich i Morza Północnego (Shotton 1937; D. B. Thompson 1969; Glennie
1972). W Polsce piaskowce eoliczne rozpoznane zostały w rdzeniach wiertniczych,
w utworach dolnego permu na terenie monokliny przedsudeckiej (Nemec &-Porębski
1977). Dolnotriasowe piaskowce z Tumlina, odsłaniające się na powierzchni na północno-
-zachodnim obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich, uznane zostały za osady pola wydm, które
rozwinięte było w osi strefy maksymalnej subsydencji bruzdy duńsko-polskiej (Gradziń
ski et al. 1979).
< *
428 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Formacje omawianego typu są z reguły nadzwyczaj ubogie w ska
mieniałości. Stosunkowo najliczniej występują w nich skamieniałości śla
dowe, z których najczęściej wymieniane są tropy gadów. W niektórych
formacjach znajdowane są szczątki kręgowców; najbogatsza pod tym
względem jest górnokredowa formacja Barun Goyot w południowej Mon
golii (Gradziński & Jerzykiewicz 1974b),
Osady obszarów pustynnych
Zespół osadów typowy dla większości pustyń składa się z utworów aluwialnych, pia
sków eolicznych oraz z utworów okresowych zbiorników wodnych. Ich wzajemne sto
sunki ilościowe i przestrzenne są różne, przeważnie jednak osady aluwiałne, gromadzo
ne głównie w obrębie stożków napływowych, zajmują strefy peryferyczne, natomiast
pozostałe osady dominują w środkowej części pustynnych kotlin (ryc. 12—32).
Rycina 12-32.
Idealizowany profil osadów pustyniowych w
centralnej części bezodpływowej kotliny
Jeżeli osady rzeczne składają się z materiału piaszczysto-pylastego z domieszką
żwiru, to wskutek deflacji powstaje na ich powierzchni bruk deflacyjny. Tworzące go
fragmenty skalne ulegają intensywnej abrazji eolicznej; ich powierzchnia zostaje wypo
lerowana i przeważnie pokryta drobnymi zagłębieniami (Whitney & Dietrich 1973). Nie
które otoczaki przybierają wówczas kształt wielograńców. W warunkach ciepłych pu
styń, odsłonięte części otoczaków bruku deflacyjnego pokrywają się polewą pustynną.
ŚRODOWISKO EOLICZNE 429
W ogólnej masie żwirów występujących w osadach pustynnych ilość otoczaków noszą
cych ślady abrazji eolicznej jest niewielka.
Najniższe części bezodpływowych kotlin pustynnych zajęte są często przez słone
jeziora, mniej lub bardziej krótkotrwałe (por. rozdz. 7). W i e l e obniżeń zalewanych jest
przez wodę tylko bezpośrednio po sporadycznych, dużych ulewach; normalnie takie
tereny mają postać płaskich powierzchni o mułowym podłożu, często zawierającym kry
ształy soli i gipsu. W Ameryce tereny tego typu nazywane są playa (hiszp. playa), na
innych obszarach pustynnych noszą różne nazwy (np. fakyr, sebha). Ich klastyczne osa
dy są zwykle faliście lub płasko laminowane i często wykazują obecność struktur defor-
macyjnych związanych ze wzrostem kryształów soli. Pospolite są także ślady wysycha
nia, przy czym głębokość szczelin dochodzić może nawet do 5 m, a szerokość do 1 m.
Pyły eoliczne
Pyły przenoszone są przez wiatr często na znaczną odległość. Duża część
tak transportowanego materiału po opadnięciu na powierzchnię morza
lub lądu zostaje włączona do osadów różnych środowisk sedymentacyj
nych. Zwarte i grube pokrywy pyłów eolicznych powstają jedynie tam,
gdzie depozycja pyłu jest intensywna, a deponowany osad nie ulega
niszczącemu działaniu wód opadowych.
Less jest najbardziej pospolitym osadem powstałym na drodze eolicz
nej depozycji pyłów. Składa się on głównie z ziarn kwarcu o średnicy
rzadko mniejszej od 0,02 mm, a większej od 0,05 mm. Cechuje go dobre
lub bardzo dobre wysortowanie, czym na ogół różni się od pylastych
osadów składanych w wodzie, zwykle gorzej wysortowanych. Lessy
z reguły pozbawione są struktur depozycyjnych, nierzadkie są w nich
natomiast poziomy gleb kopalnych, częste są także drobne ślady łodyg
traw oraz skorupy lądowych ślimaków.
Materiał tworzący lessy pochodzi bądź z obszarów peryglacjalnych
bądź z obszarów pustynnych położonych w innych strefach klimatycz
nych. Lodowcowa dezintegracja skał, przede wszystkim metamorficz
nych, powoduje powstawanie dużej ilości ziarn kwarcu o średnicy cha
rakterystycznej dla lessu. Wyjaśnienie mechanizmu powstawania takich
ziarn na drodze abrazji eolicznej (Smalley & Vita Finzi 1968) jest trud
niejsze do wyjaśnienia, pozostaje bowiem w sprzeczności z wynikami
eksperymentów Kuenena (1960a), który wykazał, że ten proces nie do
starcza ziarn o wspomnianej średnicy. Faktem jest jednak, że niektóre
współcześnie tworzące się lessy (np. w Izraelu, Ginsbourg & Yaalon 1966)
składają się z materiału wywiewanego z pustyń strefy ciepłej. Najpraw
dopodobniej odnosi się to również do holoceńskich lessów Centralnej
i Wschodniej Azji.
Średnia średnica ziarna lessu oraz grubość pokrywy lessowej zmniej
sza się wraz z odległością od obszaru źródłowego. W lessach stwierdzo
no uprzywilejowaną orientację dłuższych osi ziarn w stosunku do kie
runku deponującego wiatru (Matalucci et al. 1969).
430 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Stosunkowo mało uwagi poświęcono do tej pory samemu mechaniz
mowi depozycji ziarn lessu. Cegła (1972) wykazał, że obok przyjmowa
nego powszechnie zatrzymywania ziarn przez niewysoką roślinność typu
stepowego, poważną rolę odgrywa nawilgocenie podłoża, związane głów
nie z wodą kapilarną.
Czwartorzędowe, w większej części plejstoceńskie pokrywy lessów
zajmują współcześnie stosunkowo duże obszary, a ich miąższość wynosi
miejscami kilkadziesiąt, a nawet więcej metrów (np. do 300 m w Chi
nach). Osady podobne do lessu stwierdzono również w dolnym permie
i górnym triasie w Anglii. Brak odpowiednio szerokiego zespołu kryte
riów utrudnia wyróżnianie lessów przedczwartorzędowych, spodziewać
się jednak można, że utwory tego typu mogą być reprezentowane wśród
pelitycznych osadów uznawanych za aluwialne lub jeziorne.
ŚRODOWISKO GLACJALNE
Środowisko glacjalne jest obszarem, w obrębie którego materiał kla-
styczny, stanowiący obciążenie lodowca, deponowany jest w bezpośred
nim kontakcie z lodem. W wyniku tego procesu powstają osady more
nowe. Towarzyszą im przeważnie osady składające się również z mate
riału pochodzenia lodowcowego, lecz przemieszczonego przez wodę
powstałą z topnienia lodu. Takie osady odgrywają podrzędną rolę na ob
szarze zajętym przez lodowiec, głównie zaś akumulowane są na jego
przedpolu, w strefie proglacjalnej, jako osady fluwioglacjalne i limno-
glacjalne. Osady pochodzenia lodowcowego powstają nie tylko na po
wierzchni lądu; wkraczanie lodowców do morza umożliwia depozycję
poniżej jego poziomu utworów morenowych oraz różnego rodzaju osa
dów talasoglacjalnych (morsko-lodowcowych); uzasadnione jest zatem
wyróżnianie morskiej strefy proglacjalnej.
Środowisko glacjalne związane jest z obszarami o chłodnym klima
cie, na których panują warunki umożliwiające powstawanie lodowców.
Wielkie zlodowacenie, podczas których środowisko glacjalne obejmo
wało duże obszary, były w dziejach Ziemi zjawiskiem wyjątkowym i na
ogół krótkotrwałym w skali czasu geologicznego. Współcześnie około
15 mln km
2
pokrytych jest lodem lodowcowym, w czego większa część
przypada na dwa duże lądolody: antarktyczny i grenlandzki. Ponad trzy
krotnie większy obszar objęty był zlodowaceniami plejstoceńskimi. Ba
dania procesów przebiegających współcześnie oraz efektów zlodowaceń
plejstoceńskich doprowadziły do stosunkowo dobrego poznania procesów
zachodzących w środowisku glacjalnym i proglacjalnym. Wyniki tych
badań dostarczyły także przesłanek, które umożliwiają stwierdzenie
istnienia zlodowaceń w starszych epokach geologicznych i pozwalają na
wyróżnianie kopalnych osadów z nimi związanych.
ŚRODOWISKO GLACJALNE
Ruch i stan termiczny lodowców
Na ruch lodowca składa się szereg mechanizmów. Jednym z nich jest
płynięcie plastyczne. Zachodzi ono dzięki przesunięciom poszczególnych
ziarn względem siebie oraz na drodze deformacji samych ziarn (kryszta
łów) lodu. Lód jest ciałem lepko-sprężystym i płynie dopiero pod działa
niem naprężenia ścinającego wyższego od progowej wartości odkształ
ceń sprężystych. Zdolność lodu do deformacji plastycznych wzrasta wraz
z temperaturą i jest szczególnie duża w pobliżu punktu topnienia. Pły
nący plastycznie lód zachowuje się jak płyn nienewtonowski. Ze wzglę
du na dużą lepkość lodu ruch płynącego lodu jest laminarny.
Rycina 12-33. Rozkład prędkości i naprężenia ścinającego w przekroju poprzecz
nym lodowca (według: N y e 1965)
Drugim ważnym mechanizmem są poślizgi mas lodu wzdłuż płasz
czyzn ścinania. Zróżnicowana prędkość, płynięcia lodowca powoduje
powstawanie naprężeń ścinających (ryc. 12-33), w wyniku czego powsta
ją płaszczyzny ścinania. W przekroju podłużnym (ryc. 12-34), na odcin
kach o rosnącym nachyleniu podłoża, przemieszczenia lodu wzdłuż tych
płaszczyzn mają charakter tensjonalny (grawitacyjny), a na odcinkach
o malejącym nachyleniu podłoża — kompresyjny.
Lodowiec może ponadto ślizgać się po swym podłożu. Najprawdo
podobniej ruch taki wybitnie ułatwia istnienie przy samej podstawie lo
dowca przesyconej wodą warstewki regelacyjnej. Stwierdzono jednak,
że lodowiec może się również ślizgać w warunkach całkowitego braku
wody w pobliżu swej podstawy.
Z punktu widzenia panujących we wnętrzu lodowca stosunków ter
micznych wyróżnia się dwa typy lodowców: zimny i ciepły (ryc. 12-35).
Lód w całym profilu lodowca zimnego ma temperaturę uniemożliwiającą
jego topnienie. Wskutek tego podstawą lodowca pozbawiona jest wody.
432 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-34.
Naprężenie ścinające w prze
kroju podłużnym lodowca
(według: N y e 1952, zmienione)
K — płynięcie kompresyjne, T — pły
nięcie tensyjne
Taki typ nazywany jest lodowcem o suchej podstawie (ang. dry-based
glacier).
Lód w dolnej części lodowca tego typu może być przymarznię-
ty do podłoża. Lodowce zimne są ochładzane od powierzchni i z reguły
wykazują znaczny gradient termiczny. Rozkład temperatur w lodowcu
ciepłym umożliwia topnienie lodu w pobliżu podstawy lodowca; jest to
lodowiec o mokrej podstawie (ang. wet-based glacier).
Rycina 12-35.
Stan termiczny lodowca ciepłe
go i zimnego
POD PODSTA-
- WĄ LODOWCA
Rycina 12-36. Rozkład temperatur w lodowcu kontynentalnym: przejście od wa
runków lodowca zimnego do ciepłego (według: Hooke 1977, zmienione)
ŚRODOWISKO GLACJALNE
Procesy sedymentacyjne w środowisku glacjalnym
Materiał klastyczny, który transportowany jest przez lodowiec (tj. obcią
żenie lodowca), reprezentowany jest przede wszystkim przez produkty
erozji lodowcowej; częściowo jest on także dostarczany na powierzchnię
lodowca wskutek ruchów masowych, nawiania i namycia. Aktywne
niszczenie podłoża przez lodowiec odbywa się przede wszystkim na dro
dze detrakcji, tj. wyrywania okruchów bardzo różnych rozmiarów, a tak
że przez kruszenie i abrazję, czego narzędziem jest materiał wleczony
w lodzie. W lodowcu ciepłym detrakcję ułatwiają lokalne zmiany ciśnie
nia przy podstawie lodowca powodujące topnienie i zamarzanie wody.
W lodowcach chłodnych możliwe jest włączanie do lodowca dużych par
tii przemarzniętego podłoża; plastyczne płynięcie w dolnych partiach lo
dowca może następnie powodować rozdrobnienie pierwotnie słabo skon
solidowanych lub silnie spękanych skał.
Fizyczne cechy lodu pozwalają na transportowanie przez lodowiec
okruchów o skrajnie zróżnicowanej wielkości. Produkty erozji zostają
włączone do lodowca i tworzą w nim nieciągłe warstwy o różnej gru
bości i o różnej koncentracji materiału klastycznego. Współczesne obser
wacje pozwalają wnosić, że lodowce ciepłe mają przy podstawie tylko
stosunkowo cienką warstwę bogatą w materiał klastyczny, natomiast
w zimnych lodowcach obszarów polarnych strefa bogata w taki materiał
osiąga miąższość rzędu kilkunastu lub kilkudziesięciu metrów. W przy
padku lodowców dolinnych strefy koncentracji materiału klastycznego
występują także wzdłuż brzegów łożyska lodowca, a także wzdłuż linii
połączenia dwóch lodowców.
Transport materiału klastycznego w lodzie zachodzi także poza gra
nicami zasięgu lodowca, za pośrednictwem pływających gór lodowych;
taki sposób transportu określany jest jako spławianie lodowe. Dzięki
dużym górom lodowym materiał pochodzenia lodowcowego docierać
może nawet na odległość kilku tysięcy kilometrów od granicy lodowca
kontynentalnego.
28 Zarys sedymentologii
434
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Uwalnianie materiału niesionego w lodowcu zachodzi głównie
w dwóch strefach: dennej (subglacjalnej) i powierzchniowej (supragla-
cjalnej), które z reguły łączą się ze sobą w czołowej części lodowca (ryc.
12-37). Uwalnianie wewnątrz ciała lodowca (w strefie englacjalnej) od
grywa rolę podrzędną.
Pod podstawą lodowca zachodzi akumulacja dennego osadu moreno
wego. Na przebieg tego procesu wpływa ciśnienie nadległej masy lodu,
obecność wody, rzeźba podłoża i cechy niesionego materiału. Mecha
nizm depozycji w strefie subglacjalnej nie jest jeszcze całkowicie pozna
ny. Ogólnie przyjmuje się, że depozycja następuje tutaj wskutek przy
wierania niesionego w lodzie materiału do podłoża (ang. lodgement),
przy czym ciśnienie nadległego lodu sprzyja silnej syndepozycyjnej kom-
pakcji. Zapewne w tej strefie mogą przywierać całe pakiety spojone
jeszcze lodem, wskutek czego możliwe jest zachowanie w osadzie orien
tacji okruchów uzyskanej podczas ruchu lodowca. Eksperymentalnie
stwierdzono (Boulton 1979), że ruchowi lodowca towarzyszy ruch osadu
złożonego już pod jego dnem; najprawdopodobniej ten proces głównie
powoduje orientację okruchów w dennych osadach morenowych.
Topnienie w strefie supraglacjalnej, przeważnie określane jako
a b l a c j a (w wąskim znaczeniu tego terminu) prowadzi do gromadzenia się
MATERIAŁ NA
ŚRODOWISKO GLACJALNE 435
na powierzchni lodowca pokrywy wytopionego materiału klastycznego.
Pokrywa ta przesuwa się wraz z lodowcem i trwała depozycja tworzące
go ją osadu następuje dopiero po stopnieniu podścielającego lodu. Osady
powstające w tej strefie ulegają przemywaniu przez wodę, która częś
ciowo usuwa z nich ziarna frakcji drobniejszych. Osady te są także szcze
gólnie narażone na przemieszczanie przez ruchy masowe.
Całkowite topnienie lodowca, które zachodzi na jego czole, powo
duje wyzwalanie z lodu całego materiału donoszonego tutaj przez lodo
wiec (ryc. 12-38). Depozycja w tej strefie określana bywa ogólnie jako
zrzucanie (ang. dumping). Gromadzone osady bywają przemywane i pod
legają nierzadko ruchom masowym.
Bezpośredniej depozycji glacjalnej, której rezultatem są osady mo
renowe, towarzyszy często depozycja w ośrodku wodnym. Zachodzi ona
w systemie strumieni i rzek lodowcowych oraz w zasilanych przez nie
jeziorach. Niejednokrotnie woda przepływa tunelami, które rozwinięte
są w lodowcu lub przy jego podstawie, a na pewnych odcinkach prze
pływ odbywa się pod ciśnieniem hydrostatycznym. Cechą charaktery
styczną śródłodowcowej i proglacjalnej sieci rzecznej są ogromne waha
nia przepływu, zarówno dobowe, jak i roczne. Ną przedpolu lodowca
zdarzają się też katastrofalne powodzie. Wywołuje je nagłe spływanie
wód ze śródlodowcowych i przylodowcowych jezior, spowodowane przez
nagłe przerwanie barier lodowych zamykających także jeziora.
Osady morenowe, rzeczne i jeziorne, które gromadzone są w bocz
nym kontakcie z lodem lub na lodzie lodowca, po jego stopnieniu z re
guły ulegają deformacjom (ryc. 12-39). Nietrwała równowaga oraz silne
\
STRUMIElł STRUMIEŃ
JEZIORO
4 -
Rycina 12-39. Powstawanie osadów wodno-lodowcowych w kontakcie z lodowcem
(według: Flint 1971, zmienione)
28'
436 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
przesycenie wodą stwarzają warunki szczególnie sprzyjające przemiesz
czaniu osadów przez ruchy masowe różnego typu oraz powstawaniu de
formacji związanych z niestatecznym warstwowaniem gęstościowym.
Takie deformacje oraz struktury kriogeniczne są pospolite w całej stre
fie peryglacjalnej, tj. strefie oddziaływania chłodnego klimatu na pery
feriach lodowców, a przede wszystkim lądolodu.
Formy akumulacyjne
Akumulacja osadów morenowych prowadzi do powstawania form aku
mulacyjnych nazywanych morenami, których rzeźba ujawnia się w peł
ni po całkowitej deglacjacji obszaru. Lodowce typu dolinnego i im po
krewne tworzą najbardziej zróżnicowane zespoły moren, w których re
prezentowane są: morena czołowa, moreny boczne, morena denna, a nie
rzadko także moreny środkowe.
Powstawanie wałów moren czołowych zachodzi przede wszystkim
w okresach stagnacji zasięgu czoła lodowca. Wycofywanie się lodowca
powoduje skomplikowanie procesów akumulacji osadów morenowych.
W przypadku, gdy topnienie lodowca przy jego czole zachodzi nie fron
talnie, lecz arealnie, w końcowej części lodowca odizolowane zostają
płaty martwego lodu; pokryte są one grubym płaszczem wytopionego
na powierzchni materiału skalnego. Stopniowe i nierównomierne topnie
nie martwego lodu daje w rezultacie pokrywę morenową o wybitnie nie
równej rzeźbie, z licznymi, często bezodpływowymi zagłębieniami. M o
reny czołowe mają niekiedy charakter moren spiętrzonych, które zbu
dowane są zarówno z osadów pochodzenia lodowcowego, jak i z utwo
rów podłoża, odkłutych, przesuniętych i sfałdowanych w wyniku proce
sów glacitektonicznych.
Miąższość pokrywy osadów moren dennych jest zazwyczaj niewiel
ka w porównaniu z zajmowaną przez nie powierzchnią; na obszarach
pokrytych przez plejstoceńskie lądolody w Europie i Ameryce Północnej
wynosi ona na ogół kilkanaście do kilkudziesięciu metrów. Niektóre for
my rzeźby moreny dennej powstają jeszcze podczas ruchu lodowca. Na
leżą do nich poprzeczne grzbiety oraz wydłużone w kierunku ruchu lo
dowca płytkie zagłębienia, a także pagóry drumlinów i form drumlino-
idalnych.
Po stopnieniu lodowca ujawniają się na zaiętym przez niego obsza
rze również formy akumulacyjne utworzone przez wody pochodzenia lo
dowcowego (ryc. 12-39). Do najbardziej typowych spośród nich należą
ozy i kemy.
W strefie proglacjalnej akumulacyjna działalność wód wypływają
cych z lodowca prowadzi do powstawania rozległych sandrów — form
pokrewnych stożkom napływowym, oraz pokryw złożonych z osadów
fluwioglacjalnych i limnoglacjalnych.
ŚRODOWISKO GLACJALNE
Klasyfikacja i cechy osadów -
Wśród osadów związanych ze środowiskiem glacjalnym wyróżniają się
dwie główne grupy: osady morenowe (ang. till) i osady warstwowane
Tabela 12-F. Klasyfikacja osadów morenowych
(ang. stratified diift), deponowane w ośrodku wodnym, tj. przez rzeki,
w jeziorach i w morzu.
Osady morenowe
Zaproponowany przez Boultona (1972) podział osadów morenowych
przedstawiony jest w tabeli 12-1. W zależności od miejsca powstawania
osadu wyróżniane są osady podlodowcowe i nadlodowcowe, zaś pod
względem genezy wydzielane są trzy typy osadów:
— denny osad morenowy, gromadzony pod podstawą aktywnego lo
dowca i podlegający deformacjom spowodowanym siłami wywieranymi
przez przesuwający się lodowiec;
— wytopiskowy osad morenowy, uwalniany powoli z lodu bądź na
powierzchni lodowca, bądź pod podstawą stagnującego lodu; zachowane
są w nim niektóre cechy materiału zawartego Wewnątrz lodowca, m.in.
orientacja klastów;
— spływowy osad morenowy, który składa się z materiału uwolnio
nego z lodu na powierzchni lodowca i przemieszczonego następnie
w wyniku subaeralnych spływów osadu.
Osady morenowe składają się z produktów mechanicznego rozdrob
nienia skał. Reprezentowany jest w nich zarówno materiał pochodzący
z niedalekiego sąsiedztwa miejsca depozycji, jak i eratyczny — dostar
czony z odległych obszarów źródłowych, procentowy udział materiału
eratycznego w osadach morenowych może być bardzo różny.
Wśród eratyków o frakcji żwiru dominują skały o większej odpor
ności mechanicznej (granity i inne skały plutoniczne, gnejsy, kwarcyty,
438 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
a także zwięzłe wapienie, dolomity itp.), czego powodem jest selekcja
zachodząca podczas transportu lodowcowego. W p ł y w tego rodzaju se
lekcji zaznacza się także w składzie frakcji piaszczystej, natomiast frak
cje drobniejsze są na ogół złożone z minerałów o rozmaitej odporności.
W przypadku niektórych eratyków możliwe jest ścisłe określenie
miejsca występowania ich skał macierzystych. Takie eratyki znajdują
zastosowanie jako wskaźniki drogi przesuwania się lodowców. Metoda
tego rodzaju znajduje szerokie zastosowanie do badań kierunków trans
gresji lądolodów plejstoceńskich.
Rycina 12-40. Wysortowanie i przeciętna średnica ziarna osadów morenowych
i warstwowanych osadów pochodzenia lodowcowego (według: Landim & Frakes
1968)
1 — osady morenowe, 2 — warstwowane osady pochodzenia lodowcowego .
Osady morenowe są z reguły źle lub nadzwyczaj źle wysortowarie,
a wartości współczynnika ich wysortowania (σ
r
) zawarte
są zwykle
w granicach 3—5 (ryc. 12-40). Procentowy udział poszczególnych frakcji
bywa bardzo różny; w skrajnych przypadkach 99% osadu stanowić mogą
frakcje grube lub drobne. Zależy to w znacznym stopniu od rodzaju skał
macierzystych (Dreimanis & Vagners 1970) oraz od długości drogi trans
portu; wraz z odległością od obszaru źródłowego zmniejsza się średnica
i procentowy udział pochodzących z tego obszaru żwirów (G. Gillberg
1965) (ryc. 12-41).
Okruchy należące do grubych frakcji (żwirek—głazy) mają przeważ
nie rozmaite kształty. Zależy to, szczególnie w przypadku skał stosun
kowo twardych, pod warstwowania, obecności spękań i sposobu rozpadu
skały macierzystej podczas kruszenia. Wśród otoczaków różnych skał
najliczniej reprezentowane są formy tabularne i klinowe; te ostatnie
ŚRODOWISKO GLACJALNE 439
mają w przekroju zarys pięcioboczny łub trójkątny (Holmes 1969), N i e
liczne otoczaki mają dobrze rozwinięte fasety, tj. płaskie ściany wytwo
rzone w wyniku szlifowania. W osadach morenowych przeważają oto
czaki o nieznacznym stopniu obtoczenia (0,1—0,4). Materiał dennych
osadów morenowych jest zwykle lepiej obtoczony niż w osadach abla-
cyjnych, co jest rezultatem różnego sposobu i dróg transportu (Boulton
1978).
Pewna część otoczaków ma na powierzchni charakterystyczne rysy
i żłobki (ryc. 12-42). Większość rys jest mniej więcej równoległych do
siebie, zaś ich głębokość jest na ogół proporcjonalna do rozmiarów oto
czaka. Duża ilość rys cechuje zwykle otoczaki skał zwięzłych i drobno
ziarnistych, które podlegały długiemu transportowi. Rzeczny transport
otoczaków powoduje szybkie zanikanie rys.
W dennych osadach morenowych występuje przeważnie uprzywi
lejowana orientacja większych otoczaków (por. str. 111). Regionalne ba
dania tej orientacji są jedną z metod odtwarzania kierunku ruchu daw
nych lądolodów. W innych osadach morenowych klasty wykazują dużą,
lokalną zmienność kierunkowej orientacji, bądź też ułożone są chaotycz
nie.
Osady morenowe z reguły mają charakter masywny i pozbawione
są uławicenia. Niekiedy jednak widoczne jest w nich niewyraźne warst
wowanie.
440 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
W kopalnych osadach interpretowanych jako morenowe stwierdzono występowa
nie niezbyt wyraźnych warstw, widocznych dzięki różnicom w litologii tworzącego je
osadu (Edwards 1976). T e g o rodzaju skałę określa się jako smugowany tillit (ang. ban-
ded tillite) i przyjmuje się, że powstała ona w wyniku częściowego mieszania materiału
niesionego przez lodowiec z osadem lokalnym, występującym pod podstawą lodowca.
W stropie osadów morenowych obserwuje się nierzadko koncentra
cję grubokalibrowego materiału żwirowego, będącą wynikiem procesów
postdepozycyjnych (erozji lub deflacji). W bruku morenowym o takiej
genezie występują niekiedy wielograńce. Postępująca erozja osadów mo
renowych prowadzi do pozostania na miejscu tylko pojedynczych, du
żych głazów.
Kopalne osady morenowe należą do grupy skał określanych jako
mikstyty (ang. mixtites). Termin ten — podobnie jak będący jego mniej
trafnym odpowiednikiem termin diamiktyt (ang. diamictite) — ma zna
czenie czysto opisowe i odnosi się do niewysortowanych lub źle wysor-
towanych skał klastycznych, zawierających wyraźnie większe klasty,
i nie precyzuje ani składu mineralnego ani też genezy osadu (Schermer-
horn 1966). Wyraźne znaczenie genetyczne ma natomiast termin tillit
(ang. tillite), którym określa się kopalny osad morenowy.
W dotychczasowych badaniach osadów pochodzenia l o d o w c o w e g o , a przede wszy
stkim osadów morenowych, stosowana była powszechnie klasyfikacja o aspekcie gene
tycznym oraz terminologia z nią związana (por. Tabela 12-1). Dopiero ostatnio opubli
kowana została praca (Eyles et al. 1983), której autorzy postulują zastosowanie w tych
badaniach metod sedymentologicznej analizy facjalnej, podobnie jak w przypadku utwo
rów klastycznych deponowanych w innych środowiskach. W cytowanej pracy podane
są zasady wyróżniania rozmaitych facji (diamiktytowych, piaszczystych i drobnoziarni
stych) związanych ze środowiskiem glacjalnym, odpowiedni kod do oznaczania tych facji
symbolami, a także modelowe przykłady sekwencji facji związanych z lodowcami o róż
nym reżimie termicznym, występujących na obszarach o różnym klimacie i o różnej
rzeźbie. Pomimo głosów krytycznych (patrz Sedimentology, 1985, v. 31, pp. 883—898),
tego rodzaju litofacjalne podejście znajduje ostatnio coraz szersze zastosowanie.
Warstwowane osady pochodzenia l o d o w c o w e g o
Osady należące do tej grupy różnią się od osadów morenowych obec
nością stosunkowo licznych struktur sedymentacyjnych i z reguły lep
szym, choć na ogół również słabym wysortowaniem (por. ryc. 12-14).
Skład mineralny i zespoły okruchów skalnych są natomiast podobne; ist
niejące różnice związane są z odseparowaniem niektórych frakcji oraz
selekcją składników zachodzącą podczas transportu w ośrodku wodnym.
Osady te zawierają często wkładki mikstytowe, będące zazwyczaj pro
duktem spływów osadów morenowych.
Osady ozów i kemów, w porównaniu z osadami strefy proglacjalnej
danego lodowca, cechuje występowanie frakcji o większych różnicach
w wielkości ziarna, nagłe zmiany uziarnienia, obecność licznych struk-
ŚRODOWISKO GLACJALNE 441
tur deformacyjnych (niejednokrotnie o dużej skali), stosunkowo słabsze
obtoczenie okruchów. Wśród struktur depozycyjnych przeważa gruba
laminacja pozioma i warstwowanie przekątne o dużej skali. Osady ozów
i kemów towarzyszą osadom morenowym i nierzadko zazębiają się z ni
mi.
Proglacjalne osady rzeczne z reguły wykazują cechy charaktery
styczne dla aluwiów proksymalnych, żwirowych rzek roztokowych (zob.
ryc. 12-8). Zdarza się, że zawierają one wkładki powstałe w wyniku gra
witacyjnych spływów materiału ziarnowego. Jeziora położone na pery
feriach obszaru zajętego przez lodowiec są szybko wypełniane osadami.
Znaczna część tych osadów jest rytmicznie warstwowana i często repre
zentuje typowe utwory warwowe lub do nich zbliżone (por. str. 561, zob.
także Merta 1978).
Morskie osady pochodzenia l o d o w c o w e g o
Lodowiec po przekroczeniu linii poziomu morza w dalszym ciągu wspie
ra się na swym podłożu, aż do osiągnięcia granicy pławności. W tej
strefie mogą powstawać normalne, denne osady morenowe, a także
(w przypadku lodowców o mokrym dnie) osady podlodowcowych rzek,
które płyną tunelami całkowicie wypełnionymi wodą. W miarę zbliżania
się do granicy pławności, nacisk lodowca na gromadzone pod nim osady
stopniowo zmniejsza się, a zwiększa się efekt składowej poziomej zwią
zanej z ruchem lodowca. Poza granicą pławności powstają różnego typu
osady morsko-lodowcowe, złożone w całości lub tylko w części z mate
riału wytapianego z lodu i nierzadko zawierające szczątki organizmów
morskich.
Wiedza na temat procesów sedymentacji i cech osadów morsko-
lodowcowych opiera się na coraz liczniejszych danych dotyczących śro
dowisk współczesnych (Carrey & Ahmad 1961; Anderson 1972; Hayes,
Frakes et al. 1975; Kurtz & Anderson 1979) oraz na wynikach badań
kopalnych osadów o tak interpretowanej genezie (Visser 1982, 1983).
Ogólnie przyjmuje się, że warunki akumulacji oraz cechy omawia
nych osadów zależą w znacznym stopniu od termicznego reżimu lodow
ca wkraczającego do morza (Carrey & Ahmad 1961; Reading & Walker
1966). W przypadku lodowca ciepłego, akumulacja dennych osadów mo
renowych zachodzi jeszcze przed osiągnięciem granicy pławności. Inten
sywne uwalnianie materiału klastycznego z lodu oraz dostarczanie go
przez rzeki wypływające spod lodowca powoduje, że zaraz za granicą
pławności powierzchnia gromadzonych osadów może być stosunkowo
stroma, co stwarza warunki sprzyjające powstawaniu podwodnych ru
chów masowych, grawitacyjnych spływów osadu i prądów zawiesino
wych. Obecność słodkiej wody z topniejącego lodu może wpływać na
charakter zespołów organizmów morskich. Pływający lodowiec jest już
442 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
stosunkowo ubogi w materiał klastyczny, podobnie jak odrywające się
z niego góry lodowe.
W przypadku lodowca zimnego depozycja osadów pod podstawą lo
dowca przed granicą pławności jest znikoma. Podobnie jest również na
pewnym dystansie poza tą granicą, bowiem niska temperatura lodowca
nie sprzyja wytapianiu materiału klastycznego; przeciwnie, woda mor
ska może przymarzać do podstawy pływającego lodowca. Takie przy-
marzanie prowadzi do zwiększenia zasolenia w wodzie w sąsiedztwie lo
dowca, co może mieć znaczenie ekologiczne. Silniejsze wytapianie roz
poczyna się dopiero dalej i zasila materiałem klastycznym osady gro
madzone na dnie morza.
OTOCZAKAMI
Rycina 12-43. Sedymentacja osadów morsko-lodowcowych w pobliżu granicy pław
ności lodowca
Wśród zróżnicowanych litologicznie osadów morsko-lodowcowych
wyróżniają się dwa główne typy (ryc. 12-43). Pierwszy z nich obejmuje
niewysortowane lub źle wysortowane osady masywne, przypominające
osady morenowe. Osady tego typu powstają dzięki stałemu opadaniu
w spokojnej wodzie dużych ilości materiału wytapianego z lodu; w ję
zyku angielskim osady te określane bywają terminem aąuatill. T y p drugi
to osady warstwowane. Najczęściej są to różnoziarniste muły lub na-
przemianległe ułożone muły i piaski, nierzadko z domieszką żwiru (ryc.
12-44). Cechy tych osadów wskazują powtarzające- się zmiany mecha
nizmu depozycji.
W osadach warstwowanych z reguły występują rozproszone, poje
dyncze, stosunkowo duże otoczaki. Jeżeli tkwią one w osadzie lamino
wanym, wówczas widoczne są w ich otoczeniu charakterystyczne de
formacje (Ovenshine 1970) (ryc. 12-45). Są to ślady grzęźnięcia otoczaka
po osiągnięciu dna. Tego rodzaju otoczaki, pochodzące z gór lodowych,
określane w języku angielskim jako dropstones, proponuje się nazywać
ŚRODOWISKO GLACJALNE
Rycina 12-44. Warstwowane osady morsko-lodowcowe; formacja Polonez C o v e ,
oligocen, King Georg Island (fot. R. Gradziński)
zrzutkami. Występują one również w osadach jezior związanych ze śro
dowiskiem glacjalnym.
Rycina 12-45.
Osady morsko-lodowcowe z oto
czakami, które po wytopieniu
gór lodowych opadły na dno
i zagłębiły się w warstwowa-
nych osadach, powodując cha
rakterystyczne ugięcia lamin
Rozpoznawanie osadów morenowych
Wiele z cech typowych dla osadów morenowych wykazują również
utwory o innej genezie, akumulowane w środowiskach odmiennych od
glacjalnego; np. słabe wysortowanie, obecność dużych głazów (niekiedy
nawet z rysami na powierzchniach) oraz masywny charakter wykazuje
wiele osadów utworzonych w wyniku grawitacyjnych spływów materia
łu. Dlatego też wyróżnianie kopalnych osadów morenowych opierać się
musi na całym zespole kryteriów (Crowell 1957; Schermerhorn 1974;
Harland 1964). Do tych kryteriów należą przede wszystkim:
444 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
— bardzo zróżnicowana średnica ziarna i związany z tym niski stopień wysorto-
wania,
— różny stopień obtoczenia większych okruchów;
— obecność rys i wyżłobień na części większych otoczaków;
— orientacja okruchów;
— masywny charakter osadu;
— obecność charakterystycznej mikrorzeźby na powierzchni ziarn kwarcu;
— ślady abrazji lodowcowej w postaci wygładzonego podłoża skalnego, a przy
tym pokrytego rysami i wyżłobieniami;
— szeroki zasięg badanych utworów,
— związek z innymi osadami pospolitymi w środowisku glacjalnym lub w jego
sąsiedztwie (np. z utworami w a r w o w y m i ) oraz obecność w tych osadach wskaźników
paleontologicznych, świadczących o chłodnym klimacie.
Powszechnie przyjmuje się, że kilkakrotne występowanie w sekwen
cji osadów morenowych przedzielonych osadami wodnolodowcowymi
dowodzi kilkakrotnej glacjacji i deglacjacji danego obszaru. Pogląd taki
jest słuszny jedynie w przypadku szerokiego rozprzestrzeniania jednych
i drugich osadów. Lokalna sekwencja tego typu może być związana z jed
norazowym cofaniem się lodowca, bowiem występujące w niej pakiety
mikstytów mogą reprezentować spływowe osady morenowe (por. ryc.
12-38).
Przedczwartorzędowe osady glacjalne
Za osady związane z przedczwartorzędowymi zlodowaceniami uznano'
wiele utworów różnego wieku, występujących na wszystkich kontynen
tach. Wypowiedziane opinie rzadko jednak były właściwie udokumento
wane, szczególnie w przypadku prac opublikowanych przed połową na
szego stulecia. Nowsze i bardziej szczegółowe badania sedymentologicz-
ne wykazały, że niektóre z domniemanych tillitów mają inną genezę.
Przykładami takiej reinterpretacji są prace: Dotta (1961), który „tillity"
Sąuantum (dewon lub dolny karbon) z okolic Bostonu uznał za osady
zsuwów podmorskich i prądów zawiesinowych, oraz Schermerhorna
i Stantona (1963), którzy w diamiktytowych, prekambryjskich utworach
obszaru Konga i terenów przyległych rozpoznali osady spływów pod
morskich i prądów zawiesinowych.
Niemniej jednak istnieją przekonywujące dane, które dowodzą wy
stępowania zespołów facji związanych ze środowiskiem glacjalnym
w środkowym i późnym proterozoiku, dewonie i górnym karbonie. Sze
rokie rozprzestrzenienie takich utworów w proterozoiku oraz w karbo
nie (na obszarze Gondwany) świadczy o wielkim zasięgu ówczesnych zlo
dowaceń i rzuca światło na problem przesuwania się kontynentów.
Przykładem typowych i szeroko rozprzestrzenionych kopalnych osadów moreno
wych są tillity Dwyka, których odsłonięcia w południowej Afryce są rozmieszczone na
ŚRODOWISKO JEZIORNE 445
obszarze około 500000 km
2
(Du Toit 1964, Bond 1970; Visser 1982, 1983). Mają one prze
ważnie 300—400 m, a niekiedy nawet 700 m miąższości. Leżą na podłożu, które nosi śla
dy abrazji lodowcowej (wygładzenia i rysy); znane są stąd także barańce i formy dolin
lodowcowych. W i e k o w y m odpowiednikiem wspomnianych tillitów są późnopaleoozoicz-
ne osady lodowcowe basenu Parany w południowej Ameryce (Gravenor & Rocha-Campos
1983).
Wśród nowszych prac, w których interpretacja glacjalnego pochodzenia osadów
oparta jest na szczegółowej analizie sedymentologicznej wymienić trzeba następujące:
Hamilton & Krinsley (1967), Frakes & Crowell (1970), Beuf et al. (1971), Edwards (1975).
ŚRODOWISKO JEZIORNE
Jeziora są uprzywilejowanymi obszarami sedymentacji na powierzchni
lądów, stanowią one bowiem pułapkę dla znacznej części donoszonego
do nich materiału osadowego, zaś gromadzone w nich osady mają sto
sunkowo duże szanse zachowania się w stanie kopalnym. Wiele proce
sów sedymentacyjnych zachodzi w jeziorach w sposób podobny jak
w morzach, choć nieraz w miniaturowej skali; istnieją także duże różni
ce, których główną przyczyną jest izolacja poszczególnych jezior i znacz
nie większa niż w przypadku mórz zależność od klimatu. Z sedymentolo-
gicznego punktu widzenia jeziora są ogromne zróżnicowane i ich ogólna
charakterystyka jest bardzo trudna.
Cechy jezior
Do jezior należą zarówno wielkie, śródlądowe zbiorniki wodne o po
wierzchni kilkuset tysięcy kilometrów kwadratowych, jak i małe stawki,
zaś maksymalna głębokość poszczególnych jezior — zarówno dużych
jak i małych — waha się od decymetrów do kilkunastu setek metrów.
Geneza jezior jest rozmaita. Z tego punktu widzenia Hutchison (1957)
wyróżnił 76 typów jezior, których powstanie związane jest z diastrofiz-
mem, wulkanizmem, ruchami masowymi, działalnością lodowców, rzek
lub wiatru, rozpuszczaniem podłoża, rozwojem wybrzeży, działalnością
organizmów, a także z uderzeniami meteorytów. W skali czasu geolo
gicznego większość jezior jest zjawiskiem krótkotrwałym, bowiem okres
ich istnienia mierzony jest w tysiącach lat. Większe i bardziej długo
trwałe jeziora są przede wszystkim rezultatem ruchów epejrogenicznych
łub deformacji tektonicznych; głównie z takimi jeziorami związane są
grube i rozległe serie przedczwartorzędowych osadów jeziornych.
Pod względem panujących warunków fizycznych jeziora różnią się
od mórz brakiem pływów, małą bezwładnością cieplną i silniejszą zależ
nością od sezonowych zmian klimatycznych. Energia falowania jest i
w jeziorach mniejsza, fale są stosunkowa krótkie, a podstawa falowania
leży zwykle płytko. Z wyjątkiem jezior bardzo płytkich rozkład tempe
ratur powoduje powstawanie termicznego warstwowania wód jeziora;
górna warstwa (epilimnium) oddzielona jest warstwą wysokiego gradien-
446 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
tu temperatury (nazywaną metalimnium lub termokliną) od warstwy dol
nej (hypolimnium). Zmiany temperatury i będące ich konsekwencją
zmiany gęstości wody są przyczyną głębokiej cyrkulacji i mieszania się
wody w jeziorze. W okresach ustabilizowanego warstwowania głębsze
wody jeziora stają się zwykle uboższe w tlen. Zwiększone zasolenie jest
czynnikiem utrudniającym bądź uniemożliwiającym mieszanie się wód
wywołane zmianami temperatury. Głęboka cyrkulacja termiczno-gęsto-
ściowa zależy w znacznym stopniu od strefy klimatycznej i zachodzić
może jedynie raz lub dwa razy w ciągu roku, bądź nieregularnie i rzadko
albo całkowicie wyjątkowo.
Jeziora obszarów o klimacie wilgotnym przeważnie mają odpływ
powierzchniowy i są słodkowodne, a wahania ich poziomu są nieznacz
ne. Jeziora obszarów suchych często są bezodpływowe i zasolone, zaś
zmiany ich poziomu (a tym samym powierzchni) oraz zasolenia bywają
duże. Zasolenie niektórych jezior bezodpływowych jest znaczne (do
25%), przy czym ilości poszczególnych jonów i ich wzajemne proporcje
są różne w różnych jeziorach. Wartości pH wód jeziornych mieszczą się
zwykle w granicach między 6 a 9, w skrajnych przypadkach dochodzić
jednak mogą do 1,7 i 12. W o d y większości jezior są stosunkowo bogate
w węglany, a zawierają mało chlorków i siarczanów (por. rozdz. 7 i 8).
W o d y niektórych jezior obfitują w związki, których brak w wodach mor
skich.
W jeziorach panują warunki oksydacyjne bądź redukcyjne, co za
leży przede wszystkim od chemizmu i cyrkulacji wód i od działalności
bakterii. Zmiany koncentracji rozpuszczonych substancji bywają duże
i szybkie, szczególnie w płytkich, bezodpływowych jeziorach obszarów
suchych.
Przewietrzanie wód jeziora wywołane ruchami wody oraz zawartość
w wodzie substancji odżywczych (związki azotu, fosforu i wapnia) decy
duje o rozwoju organizmów i wpływa na przebieg rozkładu materii or
ganicznej. Z tego punktu widzenia jeziora dzieli się na trzy grupy:
— jeziora oligotroficzne; w o d y ich są w całości bogate w tlen dzięki dobremu
przewietrzaniu, lecz ubogie w związki azotu i fosforu, a nieraz także i w węglany, flora
jest uboga, a fauna nieliczna; dominuje tutaj intensywne utlenianie donoszonych i auto
chtonicznych szczątków organizmów,
— jeziora eutroficzne; są dobrze powietrzane tylko w części przypowierzchniowej,
lecz obfitują w substancje odżywcze; plankton rozwija się w nich bujnie, a niedobór
tlenu w wodach przydennych sprzyja niezupełnemu rozkładowi szczątków roślinnych;
— jeziora dystroficzne; są w całości bardzo ubogie w tlen i substancje odżywcze,
obfitują natomiast z reguły w koloidalne związki humusowe pochodzenia allochtonicz-
nego; dominują tutaj procesy redukcyjne; jeziora należące do tej grupy są najczęściej
małe, nierzadko płytkie i zwykle sąsiadują z bagnami.
Biocenozy jezior słodkowodnych bywają nieraz bogate, a w sprzy
jających warunkach rozwój organizmów jest tu bujny. Izolacja i zaso
lenie oraz częste jego zmiany ograniczają natomiast w sposób wybitny
ŚRODOWISKO JEZIORNE
ilość gatunków fauny i flory. W rozmieszczeniu organizmów zasiedlają
cych jeziora zaznacza się strefowość, związana głównie z głębokością.
Osady jeziorne
W jeziorach akumulowane są głównie osady klastyczne, w niektórych
jednak poważną rolę odgrywają osady hydrogeniczne lub biogeniczne
(zob. rozdz. 7, 8, 10).
Materiał klastyczny dostarczany jest do jezior przede wszystkim
przez rzeki; spłukiwanie, nawiewanie, napławianie w lodzie oraz niszcze
nie brzegów jeziora odgrywają rolę podrzędną. Materiał grubszy, dono
szony trakcyjnie, gromadzony jest głównie przy ujściach rzek, w obrę
bie delt. Osady złożone z grubszego materiału deponowane są także
wzdłuż brzegów jeziora dzięki działaniu falowania i wzbudzanych przez
nie prądów. Procesy sedymentacji tych osadów przebiegają podobnie
jak na wybrzeżach morskich o dominacji falowania. Wskutek mniejszej
energii falowania formy brzegowe są w jeziorach mniejsze, a osady stre
fy brzegowej jezior są zwykle gorzej wysortowane w porównaniu z mor
skimi i mniej dojrzałe pod względem składu mineralnego. W większości
jezior tylko ziarna frakcji pelitycznych unoszone są dalej od brzegu i de
ponowane w postaci mułów i iłów. Substancje ilaste, dostarczane dp je
zior słodkowodnych, nie ulegają szybkiej koagulacji jak w wodach za
solonych. Wskutek tego mogą one stosunkowo długo unosić się w wo
dzie. System prądów przenoszących zawiesinę bywa niejednokrotnie wy
soce skomplikowany. W znacznym stopniu uzależniony jest on od wia
trów, częściowo jednak od warstwowania termiczno-gęstościowego i od
sposobu rozchodzenia się strumienia wody rzecznej w jeziorze (por. ryc.
12-47).
Idealny model rozmieszczenia osadów klastycznych w jeziorze przed
stawia rycina 12-46. Podkreślić jednak trzeba, że w wielu jeziorach roz
kład facji odbiega znacznie od tego modelu.
Rycina 12-46.
Idealny rozkład osadów klastycznych w
basenie jeziornym
W niektórych jeziorach różnoziarnisty materiał donoszony przez
rzekę dociera daleko w głąb jeziora (ryc. 12-47). Zachodzi to pospolicie
wówczas, gdy gęstość wody rzecznej (ze względu na temperaturę lub
obfitość zawiesiny) jest większa niż przydennych wód jeziora. W takich
warunkach strumień wody rzecznej ma postać prądu gęstościowego i pły-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-47; Mechanizmy rozprowadzania zawiesiny w głębokim jeziorze oligo-
troficznym (według: Sturm & Matter 1978) \
nie bezpośrednio nad dnem jeziora. Prądy takie mogą mieć cechy po
dobne do prądów zawiesinowych, różnią się jednak od nich tym, że pły
ną nieprzerwanie w ciągu dłuższego czasu. Prądy tego rodzaju znane są
np. z Jeziora Genewskiego, gdzie związane z nimi osady tworzą wielki,
podwodny stożek, podobny do stożków podmorskich (Houbolt & Jonker
1968); znane są one także z innych jezior alpejskich (Sturm & Mat
ter 1978). Wspomniane prądy gęstościowe są szczególnie pospolite
w jeziorach zasilanych przez rzeki wypływające z lodowców, w in-
nych. jeziorach są głównie rezultatem dopływu wód podczas wiel
kich powodzi.
Powtarzające się mniej lub bardziej regularnie zmiany w dostawie
materiału klastycznego prowadzić mogą do powstawania w jeziorach osa
dów złożonych na przemian z warstw o grubszym i drobniejszym ziarnie.
Przykładem takich osadów są utwory warwowe, typowe dla jezior stre
fy proglacjalnej.
Panujące w jeziorach warunki depozycji materiału drobnoziarniste
go sprzyjają powstawaniu poziomej, ciągłej laminacji. Spotykane często
ciemne zabarwienie jeziornych osadów pelitycznych jest związane bądź
z obecnością produktów rozkładu materii organicznej, bądź też jest spo
wodowane bbecnością siarczków, z których najpospolitszym jest pi
ryt. Zielonawoszare barwy, które przeważają w pelitycznych osadach
jezior na świecie, wywołane są przede wszystkim obecnością F e ( O H )
2
.
Procesy fotosyntezy oraz nagrzewanie się wód jeziornych sprzyja
ją wytrącaniu się węglanu wapnia. Dlatego też na dnie jezior, w których
bujnie rozwija się flora, gromadzi się często muł wapienny, dzięki cze
mu powstają margle lub nawet wapienie. Geneza niektórych wapieni
związana jest z obecnością mat lub raf glonowych. Dzięki obecności glo-
npw powstają także onkolity i stromolity. Silne zasolenie i duża ruchli
wość wody umożliwia tworzenie się oolitóW wapiennych. Okresowe do-
ŚRODOWISKO JEZIORNE
pływy do słonego jeziora wody bogatej w substancję wapienną prowa
dzić mogą do depozycji bardzo cienkich lecz rozległych warstw wapieni
(G. J. Smith 1966). Lokalne, grube nagromadzenia trawertynów związa
ne są z reguły z obecnością podwodnych, krasowych źródeł.
Słone jeziora lub zasolone playa są miejscem depozycji gipsu, anhy
drytu oraz innych ewaporatów (por. rozdz. 8; ryc. 12-48). W niektórych
współczesnych jeziorach (np. w jeziorze Magadi w Kenii, Sudram & Eu-
ster 1976) woda jest silnie alkaliczna i zawiera duże ilości węglanu sodu,
którego dostarczają ekshalacje wulkaniczne; w takich jeziorach wytrą-
ca się przede. wszystkim trona ( N a
2
C 0
3
• N a H C 0
3
• 2 H
2
0 ) oraz po
krewne minerały.
Rycina 12-48. Sedymentacja w płytkim jeziorze w strefie klimatu półsuchego
Zużywanie dwutlenku węgla przez rośliny oraz działalność bakte
rii żelazistych prowadzi w jeziorach do strącania się koloidalnych związ
ków żelaza i powstawania naskorupień oraz konkrecji limonitowych.
W jeziorach eutroficznych i dystroficznych pospolicie akumulowa-
ne są osady o konsystencji mułu, zwane sapropelem, składające się głów
nie z produktów rozkładu materiału roślinnego pochodzenia autochto
nicznego lub allochtonicznego. Do tych osadów należy gytia, złożona
w znacznej mierze z rozpoznawalnych resztek roślin, przede wszystkim
planktonu, oraz dy — utwór złożony głównie z koloidalnych substancji
humusowych.
W niektórych jeziorach powstają nagromadzenia krzemionkowych
skorupek okrzemek, znane jako ziemia okrzemkowa (diatomit). Rozwojo-
wi okrzemek sprzyja niska temperatura wody, stosunkowo duża zawar-
tość rozpuszczonej krzemionki oraz obecność związków azotu i fosforu.
Rozpoznawanie osadów jeziornych
W rozwoju większości jezior następuje zmniejszanie się głębokości je
ziora oraz jego powierzchni. Stąd też przyjmuje się, że typowe dla osa
dów tego środowiska jest następstwo regresywne, wyrażone stopniowym
zmniejszaniem się średnicy ziarna w górę sekwencji. Niektóre z kopal-
29 Z a r y s sedymentologii
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Tabela 12-2. Niektóre cechy sedymentacyjne osadów jeziornych i rzecznych
* Bez uwzględniania osadów delt.
nych utworów jeziornych wykazują takie następstwo, w wielu jednak
sekwencja jest odmienna wskutek wpływu zmian klimatycznych i czyn
ników diastroficznych, lub też innych czynników o znaczeniu lokalnym
(Picard & High
1981).
Przedczwartorzędowe osady środowiska jeziornego są na ogół znacznie trudniejszo
do zidentyfikowania niż osady innych środowisk sedymentacyjnych. Przy Wyróżnianiu
tych osadów konieczne jest. zastosowanie szeregu różnych kryteriów, dobranych
w aspekcie fizycznym, geochemicznym i paleontologicznym. Picard i High (1972) suge
rują dwustopniowe rozwiązywanie tego problemu. Pierwszym etapem winno być okre
ślenie, czy badane osady zostały złożone przez wody płynące w środowisku rzecznym,
czy też są osadem zbiornika w ó d w zasadzie stojących — jeziora lub morza (zob. tab.
12-2). W tym etapie rozpatrywane są przede wszystkim fizyczne cechy osadów, takie,
jak zespoły struktur sedymentacyjnych, kierunki paleoprądów, następstwo i rozmiesz
czenie facji itd. W drugim etapie odróżnia się osady jeziorne od morskich, opierając się
głównie na wskaźnikach geochemicznych i paleontologicznych. Jako kryteria są wów
czas stosowane: rodzaj minerałów autigenicznych, pierwiastki śladowe, cechy ewapora-
tów oraz charakter i rozmieszczenie fauny i flory.
Kopalne osady jeziorne
Prac zawierających szczegółową analizę sedymentologiczną przedczwar-
torzędowych osadów jeziornych jest stosunkowo niewiele, przy czym
ŚRODOWISKO JEZIORNE
większość z nich opublikowano w ciągu ostatnich dziesięciu lat. Dodać
też trzeba, że wiele serii, które dawniej określane były jako jeziorne na
podstawie ogólnych przesłanek, uznanych zostało następnie za osady
rzeczne; dotyczy to m.in. górnokredowych formacji południowej Mongo
lii (Gradzińsk 1970
;
Soczawa 1979).
Plioceńska Ridge Basin Group w Kalifornii jest przykładem utworów jeziornych,
które akumulowane były w sukcesywnie rozwijającym się zapadlisku tektonicznym,
w sąsiedztwie uskoku San Gabriel (Link & Osborne 1978) (ryc. 12-49). Seria ta liczy
około 9000 m miąższości i składa się głównie z osadów klastycznych. W profilu central
nej części basenu seria zaczyna się przejściem od osadów morskich; dolna część sekwen
cji reprezentowana jest tutaj przez facje utworzone na dnie głębokiego jeziora i repre
zentowane głównie przez turbidyty, w wyższej dominują różnego typu muły. Osady je
ziorne przykryte są przez żwirowo-piaszczyste osady stożków napływowych i osady
równin aluwialnych.
Rycina 12-49. Pliocenskie osady jeziorne w pobliżu uskoku San Gabriel w Kali
fornii (według: Link & Osborne, na podstawie Crowella)
Na obszarze stanów Utah i Wyoming występują, badane od dawna, osady eoceń-
skich jezior Uinta i Gosiuta, znane jako Green River Formation. Rozległe (kilkadziesiąt
tysięcy k m ) baseny tych jezior ulegały powolnej subsydencji, a gromadzone tam osady
tworzą ogromne soczewki, które tkwią wśród utworów aluwialnych (ryc. 12-50). Zróż
nicowane facjalnie osady jeziorne (głównie mułowce, łupki bitumiczne oraz facja trono-
wo-halitowa, podrzędne piaskowce, wapienie i żwiry) interpretowane są obecnie Jako
powstałe w środowisku płytkiego jeziora i playa, w warunkach suchego klimatu (Sur-
dam & Wolf bauer 1975).
Jako przykład z terenu Polski wymienić można górnotriasowy, płytki zbiornik je-
452 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-50.
Schematyczny przekrój je
ziornych utworów eoceń-
skiej formacji Green River
i sąsiadujących z nimi
utworów rzecznych (za--
kropkowanych)
Przekrój znacznie przewyższony
złomy, w którym powstał wapień woźnicki (Gąsiorowski & Piekarska 1976). Młodotrze-
ciorzędowe iły poznańskie, zajmujące duże połacie Niżu Polskiego, najprawdopodobniej
deponowane były w rozległym jeziorze, w którego brzeżnych częściach i na jego obrze
żeniu powstawały osady piaszczysto-mułowe, piaski i żwiry.
DELTY
Delty są obszarami intensywnej akumulacji materiału klastycznego do
noszonego przez rzeki i składanego przy ich ujściach do zbiorników wod
nych — mórz lub jezior. Przy tych ujściach dochodzi do rozpływania
się strumienia wody rzecznej w wodzie zbiornika i utraty prędkości tego
strumienia, czego rezultatem jest depozycja znacznej części niesionego
materiału. Delta powstaje jedynie wówczas, gdy efekty konstrukcyjnych
procesów związanych z rzeką przeważają nad efektami destrukcyjnej
działalności wód zbiornika. Osady gromadzone w obrębie delty depono-
wane są w przewadze poniżej poziomu w o d y zbiornika,
a tylko w nie
znacznej części powyżej niego.
Stan wiedzy na temat środowiska deltowego wybitnie rozszerzył się
w ciągu ostatnich kilkunastu lat dzięki badaniom wielu współczesnych
delt, przede wszystkim dużych delt morskich (Morgan 1970a, Wright et
al.
1974; Broussard 1975). Istotną przyczyną tak żywego zainteresowa
nia współczesnymi deltami był fakt, że z kopalnymi utworami deltowy-
- mi wiążą się liczne złoża ropy, gazu i węgla.
Główne elementy rzeźby i budowy delt
Profil podłużny delty ma zarys zbliżony do sigmoidalnego. Górna część
delty rozwinięta jest powyżej i częściowo nieznacznie poniżej poziomu
wody zbiornika. U większości delt jest ona mniej więcej pozioma i okre-
ślana jest jako równia deltowa (ryc. 12-51), u niektórych delt ma postać
stożka napływowego. Równię deltową przecinają rozwidlające się; zazwy
czaj palczasto koryta rzeczne zwane korytami rozprowadzającymi (ryc.
12-52). Między nimi rozciągają się obszary międzykorytowe. Przeważnie
oddzielone są one od koryt wałami przykorytowymi i zajęte są głównie
przez bagna, jeziora i zatoki. Do równi deltowej należą także płytkie
części zbiornika położone na peryferiach subaeralnej części delty; w tej
DELTY 453
strefie mogą także występować wynurzone formy akumulacyjne typu
barier piaszczystych i wysp, które powstają w rezultacie redepozycji gro
madzonego materiału powodowanej przez działanie wód zbiornika.
W przypadku delt morskich wyróżnia się zwykle dolną i górną równię
deltową; granicę między nimi wyznacza kres zasięgu morskiej, słonej wo
dy podczas przypływów.
Poza równią, dalej w kierunku zbiornika rozciąga się bardziej od
nich nachylony, podwodny skłon delty, nazywany także czołem delty.
Słabiej nachylone jego podnóże określane jest mianem prodelty. Maksy
malne nachylenie skłdnu jest na ogół nieznaczne. W przypadku więk
szości delt, zasilanych przez rzeki niosące w przewadze pelityczną za-
wiesinę i podrzędne ilości piasku, nie przekracza ono zwykle jednego
stopnia, rzadko dochodzi do 3°, a tylko wyjątkowo i lokalnie bywa więk
sze. Stromy stok czołowy mają jedynie delty, które formowane są głów
nie z gruboziarnistego materiału (żwir, piasek) donoszonego trakcyjnie.
Nawet i w takim przypadku nachylenie skłonu rzadko zbliża się do kąta
naturalnego zsypu.
454
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
W ogólnym schemacie przyjmuje się, że w budowie delty, biorą
udział osady prodelty, skłonu i równi deltowej. W starszych pracach te
trzy główne elementy określane były jako człony: dolny, środkowy
i górny. W szczegółach budowa wielu delt jest znacznie bardziej skom
plikowana.
Typy delt
Wobec wielkiego zróżnicowania delt oraz różnego współudziału formu
jących je procesów, klasyfikacja delt jest trudna. Jako kryterium stoso
wanego obecnie, ogólnego podziału delt przyjmuje się rolę, jaką w for
mowaniu delty odgrywa jedna z trzech głównych grup procesów zwią
zanych z działalnością rzeki, falowania lub pływów, których efektem jest
przede wszystkim kształt i budowa równi deltowej (Galloway 1975). Rów
nie deltowe powstające przy dominującym wpływie procesów rzecznych
różnią się znacznie od równi, które silnie podlegają działaniu falo
wania, zaś jedne i. drugie odmienne są od równi modelowanych
głównie przez pływy (ryc. 12-53). Pośrednie miejsce między tymi trzema
Rycina 12-53. Główne typy delt podział w zależności od procesów odgrywających
dominującą rolę w formowaniu równi deltowej (według: Galloway 1975, zmienio
ne)
DELTY.
455
skrajnymi typami zajmują delty formowane w wyniku interakcji owych
trzech grup procesów.
Pod względem kształtu nadwodnej części delty wśród grupy delt
o dominacji rzeki wyróżnić można dwa skrajne typy: delty silnie wy
dłużone (najczęściej palczasto) i płatowe. Do tej grupy delt należą nie
mal wszystkie delty jeziorne oraz część delt morskich (np. delta Missi
sipi).
Delty o stromym skłonie, który przyrasta głównie na drodze osypywania się ma
teriału, nazywane są ostatnio deltami typu gilbertowskiego (ang. Gilbert-type delta).
Delty takie opisał G. K. Gilbert (1885) z plejstoceńskiego, pluwialmego jeziora BohnevilIe
w zachodniej części Stanów Zjednoczonych. Prosty schemat rozwoju i trójczłonowej
budowy owych delt, został następnie, niezbyt trafnie, odniesiony do wszystkich delt.
W deltach typu gilbertowskiego osady członu środkowego złożone są z pakietu stromo
Rycina 12-54. Przekrój delty typu gilbertowskiego ( A ) i delty o łagodnie nachylo
nym skłonie (B)
nachylonych warstw, którego miąższość jest niemal równa wysokości skłonu delty (ryc.
12-54A). Ze względu na mechanizm formowania i cechy budowy omawianych delt, ter
min delty typu gilbertowskiego bywa ostatnio stosowany w szerokim znaczeniu i stoso
wany jest również w odniesieniu do całkowicie podwodnych, progradujących nasypów.
Delty narażone na silne działanie falowania cechuje obecność nie
licznych koryt rozprowadzających, wyrównany zarys linii brzegowej,
a przede wszystkim obecność piaszczystych pokryw, jak też grzbietów
i barier wydłużonych mniej więcej równolegle do brzegu delty. Delty
formowane przy znacznym udziale pływów charakteryzuje obecność sil
nie rozszerzonych, końcowych odcinków koryt rozprowadzających oraz
rozczłonkowanie peryferii subaeralnej części równi na wiele wysp i wy
sepek. W przedłużeniu głównych koryt rozwinięte są podwodne, a nie
kiedy także wynurzone, podłużne grzbiety piaszczyste.
W charakterystyce delt i w badaniach zmierzających do wyróżnienia podstawo
wych modeli posłużono się także danymi liczbowymi, uwzględniającymi około 30 róż
nych parametrów obrazujących cechy zlewni, rzeki, równi deltowej i basenu. Takie ba-
456 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
dania, oparte na materiałach z 34 wielkich delt współczesnych, przeprowadzili Coleman
i Wright (1975). Zastosowanie statystycznej analizy wielu zmiennych pozwoliło na wy
dzielenie sześciu modelowych typów delt, które różnią się m.in. rozmieszczeniem, miąż
szością i kształtem ciał piaszczystych.
Jako oddzielny typ delt wyróżnia się także delty stożkowe (ang. fan
delta).
Delta taka powstaje wówczas, gdy stożek napływowy wkracza
do zbiornika wodnego. Delty stożkowe występują na wybrzeżach sąsia
dujących bezpośrednio z górami. Większość współczesnych, morskich
delt tego typu związana jest z aktywnymi krawędziami kontynentów oraz
z łukami wyspowymi (Wescott & Ethridge 1980). Brzeg delt stożkowych
może być dość znacznie modelowany przez falowanie, a również częścio
wo przez pływy (por. Ricci i Lucchi et al. 1980).
Rozwój delty
Procesy formujące deltę kontrolowane są przez szereg czynników, do
których należą: rzeźba zaplecza delty, wielkość przepływu oraz wielkość
i rodzaj obciążenia rzeki, warunki klimatyczne, sposób wypływu w o d y
z rzeki do zbiornika, siła falowania wód zbiornika, energia, pływów,
obecność prądów wzdłużbrzegowych, geometria zbiornika, ruchy piono
we podłoża oraz długookresowe zmiany poziomu wody zbiornika. Różne
nasilenie wpływu tych czynników powoduje, że delty są bardzo zróż
nicowane pod względem wielkości, rzeźby, budowy wewnętrznej i cha
rakteru osadów.
Materiał klastyczny dostarczany przez rzekę jest w dominującej czę
ści donoszony aż do ujścia koryt rozprowadzających. Jego depozycja da
lej w kierunku zbiornika zależy przede wszystkim od wielkości ziarna
i od sposobu rozchodzenia się strumienia wody rzecznej w wodzie zbior
nika, co uwarunkowane jest m.in. stosunkiem gęstości wód strumienia
i zbiornika, a także prędkością wypływu.
Przy podobnej gęstości wód (wypływ homopiknalny), strumień wy
pływu ma kształt stożka, mieszanie się wód zachodzi szybko, a materiał
DELTY
gromadzony jest w pobliżu ujścia. Jeżeli woda rzeczna ma mniejszą gę
stość (wypływ hipopiknalny), np. w większości delt morskich, strumień
jej rozchodzi się przy powierzchni w postaci płaskiego wahlarza; mate
riał niesiony trakcyjnie deponowany jest w pobliżu ujścia, natomiast
frakcje drobniejsze są wynoszone dalej (ryc. 12-55). Większa gęstość
strumienia (wypływ hiperpiknalny) powoduje, że woda poza ujściem
spływa po skłonie delty; w tych warunkach nawet materiał grubszy mo
że być deponowany stosunkowo daleko od ujścia koryta.
K O R Y T O
Rycina 12-56. Rozwój wydłużonych ciał piaszczystych; przykład z delty Missisipi
(według: Frazier 1967, uproszczone)
Większość delt, szczególnie dużych, zasilana jest materiałem peli-
tycznym oraz piaskiem. Dlatego też takie delty są przede wszystkim oma
wiane. Główna strefa depozycji piasku znajduje się zazwyczaj przy ujś
ciu koryta rozprowadzającego, wskutek tego tworzy się tam podwodny,
piaszczysty nasyp przyujściowy. Bliskie ujścia, brzeżne jego części
przykrywane są przez podwodne wały zbudowane z drobniejszego mate
riału, które ciągną się w przedłużeniu wałów przykorytowych. Nad
budowywanie tych wałów powoduje przesuwanie się ujścia w stronę
458
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
zbiornika. Progradacją nasypu powoduje powstawanie wydłużonego na
gromadzenia piasku, które ciągnie się zgodnie z przebiegiem macierzy
stego koryta (ryc. 12-56). W aktywnej, palczastej części delty Missisipi
miąższość takich ciał piaszczystych dochodzi do 75 m (Fisk (1961). W mia
rę przesuwania się ujścia, koryto rozprowadzające rozcina górną część
nasypu (ryc. 12-57).
Rycina 12-57. Przekrelj nagromadzenia osadów związanych z korytem rozprowa
dzającym; delta Missisipi (według: Fisk 1961)
W niektórych deltach rozwój nasypów przyujściowych stwarza ten
dencję do rozdzielania się koryta przy ujściu na dwie odnogi. W rezul
tacie rzeka uchodzi do zbiornika licznymi; blisko położonymi korytami,
których zrośnięte nasypy tworzą jedną, ciągłą pokrywę piaszczystą, wy
dłużoną równolegle do wybrzeża. Powstawaniu takiej pokrywy sprzyja
dodatkowo działalność falowania.
Główna masa zawiesiny wynoszona jest poza strefę ujścia. Materiał
ten deponowany jest głównie na skłonie delty. Wraz z oddaleniem
od ujścia i w głąb zbiornika ziarno gromadzonych osadów jest coraz
drobniejsze.
Związane z rzeką procesy zachodzące na równi deltowej wykazują
duże analogie do procesów typowych dla równiny aluwialnej. W a ł y przy
korytowe zbudowane są w znacznej części z materiału pelitycznego i nie
łatwo ulegają erozji. Obszary międzykorytowe zalewane są wodą rzecz
ną podczas dużych powodzi, która rozprowadza zawiesinę na cały teren.
W dostarczaniu materiału klastycznego na te obszary poważną rolę od
grywają także systemy krewas. Część krewas jest stale czynna i spełnia
rolę podrzędnych koryt rozprowadzających. Zdarza się, że krewasa ma
jąca większy spadek od koryta głównego przejmuje jego rolę. Radykal
na zmiana układu koryt rozprowadzających powoduje, że rozwijająca się,
aktywna część delty przestaje być zasilana donoszonym materiałem i sta-
DELTY
je się częścią opuszczoną, silniej narażoną teraz na niszczące i modelu
jące działanie wód zbiornika.
Z proksymalnymi częściami glifów krewasowych oraz z korytami
krewas związane są osady o nieco grubszym ziarnie, zwykle mułowo-
-piaszczyste, pozostałe części obszarów międzykorytowych są miejscem
depozycji drobnoziarnistej zawiesiny (Elliott 1974b). W i e l e glifów ma po
stać rozległych, stosunkowo cienkich, płatowych nasypów deltowych,
które wkraczają na płaskie tereny równi. Zatoki położone na peryfe
riach subaeralnej części równi zasilane bywają też dodatkowo materia
łem klastycznym dostarczanym w wyniku działalności falowania i pły
wów.
Poziom równi deltowej kontrolowany jest przez poziom wody zbior
nika. Przeważnie osady deltowe ulegają kompakcji, nierzadko znaczniej,
co jest rekompensowane stopniowym przyrostem osadów na obszarze
równi; podobnie dzieje się w przypadku powolnej, regionalnej subsyden-
cji lub stopniowego podnoszenia się poziomu wody zbiornika spowodo
wanego innymi czynnikami. Zdarza się jednak, szczególnie w przypad
ku opuszczonej części delty, że przyrost osadów nie jest dostateczny.
Wówczas równia zostaje zalana i staje się strefą depozycji osadów, ty
powych dla płytkiej części zbiornika. Formowane tutaj osady, zwane fa
cją opuszczeniową (ang. abandonment facies) są zwykle cienkie lecz sto
sunkowo szeroko rozprzestrzenione wskutek nieznacznych deniwelacji
obszaru dawnej, subaeralnej części równi. Nieznaczna głębokość tej czę
ści zbiornika powoduje, że osady tej facji bywają wkrótce przykryte
przez nowy, szybko progradujący nasyp deltowy. Wielokrotne powta
rzanie się takich procesów umożliwia powstawanie cyklicznych sekwen
cji, które znane są np. z paralicznych zagłębi węglowych.
W klimacie wilgotnym międzykorytowe obszary równi są zazwy
czaj silnie bagniste i zarośnięte. Istnieją tutaj warunki szczególnie sprzy
jające rozwojowi torfowisk i powstawaniu osadów fitogenicznych. W kli
macie suchym nierzadko występują tam słone bagna i dochodzi do de
pozycji ewaporatów.
W deltach modelowanych silnie przez falowanie materiał piaszczy
sty przemieszczany jest wzdłuż brzegu subaeralnej części delty. Powsta
ją tam formy i osady charakterystyczne dla piaszczystych wybrzeży,
a podwodna część równi pokrywana jest rozległą warstwą piasków. Ma
teriał drobnoziarnisty odprowadzany jest w głąb zbiornika, a także prze
mieszczany daleko wzdłuż wybrzeża.
Ujścia koryt rozprowadzających na deltach modelowanych intensyw
nie przez pływy są lejkowate. Prądy pływowe wynoszą materiał piaszczy
sty stosunkowo daleko, formując podwodne i nadwodne nasypy piaszczy
ste zorientowane radialnie w stosunku do ujścia rzeki. Na dolnej równi
deltowej występują równie pływowe z systemami kanałów pływowych,
a dopiero górna równia deltowa podobna jest do równiny aluwialnej.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Na skłonie większości delt deponowany jest głównie materiał peli-
tyczny (zob. ryc, 12-55). Jedynie w przypadku delt zasilanych w przewa
dze materiałem grubszym, materiał taki gromadzony jest również na skło
nie, a jego transport zachodzi tam głównie przez grawitacyjne osypywa
nie się, lub dzięki prądom trakcyjnym (szczególnie w przypadku hiper-
piknalnego wypływu wody).
Szybka akumulacja mułów i iłów na skłonie delty bywa powodem
ruchów masowych, w wyniku których powstają podwodne żleby, znane
np. z delty Missisipi (Shepard 1955). Z takimi ruchami związane są też
różnego rodzaju deformacje (Goleman 1976). Niektóre podwodne osuwi
ska przeradzają się w prądy zawiesinowe. Zdarza się, że tego rodzaju
prądy schodzą kanałami ciągnącymi się od wylotów koryt rozprowadza
jących.
Rozwój grubych ciał piaszczystych związanych z nasypami przyuj
ściowymi, które nierównomiernie pokrywają leżące niżej osady pelitycz-
ne, stwarza warunki do powstawania dużych, mułowych intruzji diapi-
rowych. Współcześnie tworzą się one w pobliżu ujść głównych koryt
rozprowadzających delty Missisipi; gdzie nazywane są mudlumps (por.
ryc. 12-57). Mułowe i ilaste utwory skłonu delty i prodelty, a niekiedy
także i niżejległe osady szelfowe, są tam wciskane między piaski nasy
pów przyujściowych i ukazują się nawet na powierzchni, tworząc efeme
ryczne mielizny i wyspy (Morgan et dl. 1968).
Przyrost osadów na skłonie delty jest także przyczyną powstawania
synsedymentacyjnych uskoków. Mniejsze z nich związane są z ruchami
DELTY 461
masowymi. Na deltach rozwijających się na labilnym szelfie powstają
także wielkie, stopniowo rozwijające się uskoki zwane uskokami rosną
cymi (ang. growth fault). Przebieg ich jest mniej więcej równoległy do
rozciągłości skłonu delty, a ich płaszczyzny (niejednokrotnie sięgające
do podłoża delty) spłaszczają się ku dołowi wyginając się w stronę zbior
nika. Skrzydła zrzucone uskoków rosnących cechuje znacznie większa
miąższość osadów w porównaniu z skrzydłami wiszącymi (por. ryc
12-63). Z uskokami tego rodzaju związane są niejednokrotnie złoża ropy
i gazu.
Zmiany położenia głów
r
nego koryta rozprowadzającego powodują, że
delta rozwija się aktywnie w coraz to innym miejscu. W warunkach
stałej, powolnej subsydencji kolejne nasypy deltowe mają szansę trwa
łego zachowania się (ryc. 12-58).
«
Osady delt
Delty zbudowane są niemal wyłącznie z osadów klastycznych, w tym
głównie z pelitycznych i piaszczystych. Żwiry pochodzące z obszarów
źródłowych odgrywają poważną rolę jedynie w deltach formowanych
w bliskim sąsiedztwie gór. Z innych osadów najpospolitsze są osady fito-
geniczne, deponowane na obszarze równi. Osady delt są zwykle bogate
w detrytus roślinny. Jego obfitość stwarza dogodne warunki do rozwoju
organizmów mułożernych, z drugiej strony przeciwdziała temu szybki
przyrost osadów. Dlatego też szczątki tych organizmów bywają liczne
tylko w osadach prodelty oraz jezior i zatok równi deltowej. Szczątki
fauny ogólnie są nieliczne. Niekiedy jednak występują lokalne nagroma
dzenia skorup (np. rafy ostrygowe), związane głównie z otwartymi zato
kami. Fauna morska stosunkowo najliczniej reprezentowana jest w osa
dach prodelty, nierzadko jednak jest ona zubożała gatunkowo wskutek
zmniejszonego zasolenia wody. Niekiedy dość obficie występuje ona
także w osadach facji opuszczeniowych. Ilaste osady prodelty są zwy
kle bogate w związki organiczne, co związane jest z bujnym rozwojem
planktonu wskutek obfitej dostawy przez rzekę substancji odżywczych.
Dlatego też osady te często są macierzystymi dla ropy i gazu.
W rezultacie regularnej progradacji delty powstaje pionowa sek
wencja, w której na osadach typowych dla dna zbiornika występują ko
lejno osady prodelty, skłonu i równi deltowej. Pierwsze dwa człony tej
sekwencji cechuje generalne zwiększanie się ku górze średnicy ziarna
(ryc. 12-59). Reprezentowane są tutaj facje ilaste i mułowe, w których
w górę profilu pojawiają się coraz liczniejsze wkładki piaszczyste. Osa
dy równi są natomiast silnie zróżnicowane w zależności od miejsca i wa
runków depozycji (ryc. 12-60). Występują tutaj facje charakterystyczne
dla równin aluwialnych, płytkich jezior i wybrzeży.
W profilu osadów deltowych pospolicie zaznacza się cykliczność.
462 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-50. Przykłady modelowych sekwencji w deltach różnego typu (według:
Coleman 1968) ,
A — delta Missisipi (o dominującym udziale procesów rzecznych), B — delta San Francisco (o do.
minującym udziale falowania), C — delta Ord (o dominującym udziale pływów)
Duże cyklotemy są przede wszystkim rezultatem zmian w stosunku se
dymentacji do subsydencji i kompakcji osadów, a także zasadniczych
zmian w położeniu aktywnej części delty. Mniejsze cyklotemy związane
są przeważnie z progradacją pojedynczych koryt rozprowadzających
i glifów krewasowych.
Delty stożkowe z reguły zasilane są przez roztokowe, żwirowe po
toki lub rzeki spływające z nadbrzeżnych gór. Wescott i Ethridge (1980)
przedstawili dwa modele delt stożkowych, reprezentujące dwa skrajne
typy tych delt. Pierwszy model, oparty na przykładzie delty Yallahs na.
Jamajce, dotyczy delt wkraczających bezpośrednio na stok kontynental
ny. Żwirowe osady rzek roztokowych przechodzą tutaj w kierunku mo
rza w żwiry przeławicone piaskami (deponowane wzdłuż linii brzego
wej), a dalej w żwirowe muły i muły gromadzone na stoku. Drugi mo-
463
Rycina 12-60. Sekwencje osadów na równi deltowej (według: Elliott 1974)
del dotyczy delt stożkowych wkraczających na obszar szelfu. W tym
przypadku osady proksymalnych, żwirowych rzek roztokowych prze
chodzą w osady dystalnych, piaszczystych rzek tego typu, następ
nie w dobrze laminowane piaski strefy brzegowej, a dalej w muły
dalekiego przybrzeża, zazwyczaj silnie przerobione przez organizmy mu-
łożerne.
464 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Kopalne delty
Do tej pory opisano lub wzmiankowano wiele kopalnych delt, niezbyt liczne są jednak
prace zawierające szczegółową charakterystykę i interpretację dawnych utworów delto
wych. Tego typu prace dotyczą przede wszystkim górnego karbonu Anglii (Collinson
1969, Elliott 1975). Rozpoznano tutaj zarówno stosunkowo cienkie, kilkumetrowej "miąż
szości sekwencje będące wynikiem akumulacji na równi deltowej, jak też stosunkowo
grube (50—150 m) sekwencje o ziarnie grubiejącym ku górze, reprezentujące osady skło
nów delt. Opisane zostały także osady stosunkowo głębokich kanałów, które rozcinają
zarówno równię deltową jak też i skłon delty; pierwsze wypełnione są piaskami
z warstwowaniem przekątnym o dużej skali, drugie osadami prądów, które z trakcyj
nych przeradzały się w prądy zawiesinowe. Osady prądów zawiesinowych występują
głównie u podnóża skłonu niektórych tamtejszych delt (R. G. Walker 1966; Collinson
1969).
Delty karbońskie zostały także dobrze poznane we wschodniej części Stanów Zjed
noczonych, przede wszystkim w Apallachach (Wanless et al. 1970, Ferm 1974, Horne
et al. 1978). W Apallachach poszczególne płaty deltowe są niewielkiej miąższości (kilka
Rycina 12-61. Plan i przekrój równi deltowej jako obszaru powstawania torfu;
model wyjaśniający genezę węgli w regionie Apallachów (według: Horne et al.
1978)
Rycinaa 12-62. Przekrój basenów węglowych Pocahontas i Dunkard w Apallachach, z ogólną interpretacją środowisk sedymentacji
osadów (por. ryc. 12-61) (według: Home et al. 1978, zmienione)
466 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
dziesiątek metrów) lecz rozległe, a na zewnętrznym skraju równi rozwinięte są zwykle
nagromadzenia czystych piasków, interpretowane jako osady barier piaszczystych (ryc.
12-61, 12-62). Pokłady węgla powstawały zarówno w pobliżu barier jak i na subaeralnej
części równi, przy czym największą miąższość, lecz najmniejszy zasięg, mają pokłady
występujące w strefie granicznej między dolną a górną równią deltową.
Utwory deltowe dużej miąższości znane są z trzeciorzędu na wybrzeżu Teksasu
(Fisher & McGowen 1969) (ryc. 12-63). Delty kopalne powstawały tam w warunkach
stałej subsydencji, nieznacznie tylko progradowały i były stale nadbudowywane.
Rycina 12-63. Przekrój delty formowanej na skraju labilnego szelfu: trzeciorzęd
południowego Teksasu {według: Fisher & McGowen 1967)
1 — osad prodelty, 2 — osady związane z destrukcją delty, 3 — osady czoła delty, 4 — lignity,
5 — osady koryt rozprowadzających oraz obszarów międzykorytowych, 6 — rzeczne osady równiny
aluwialnej, 7 — uskoki rosnące
Liczne plioceńskie delty stożkowe występują w śródapenińskim basenie w okoli
cach Bolonii we Włoszech (Ricci-Lucchi et al. 1980). W Polsce osady wielkiej delty
i stożkowej rozpoznane zostały w dewońskiej sukcesji Świebodzic w Sudetach (Porębski
1981); sukcesję tę cechuje generalne zwiększanie się średnicy ziarna ku górze, a także
duże — zarówno pionowe jak i lateralne — zróżnicowanie facji, reprezentujących różne
części i subśrodowiska delty. Na brzegu Karpat w okolicach Gdowa rozwinięta jest mio
ceńska delta stożkowa, której żwirowe osady przekraczają 600 m miąższości (Doktor
1983).
Ś R O D O W I S K A S E D Y M E N T A C J I KLASTYCZNEJ
N A W Y B R Z E Ż A C H M O R S K I C H
Wybrzeża morskie są wysoce zróżnicowane pod względem rzeźby, roz
woju, warunków klimatycznych, dynamiki morza, procesów sedymenta
cyjnych oraz gromadzonych tam osadów. Dlatego też klasyfikacje w y
brzeży mają różny charakter i oparte są na rozmaicie dobranych kryte
riach (Shepard 1963; J. L. Davies 1964; Inman & Nordstorm 1971). N i
niejszy podrozdział dotyczy jedynie wybrzeży, na których dominuje aku-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 467
mulacja materiału klastycznego, przy czym procesy transportu i depozy
cji tego materiału związane są głównie z falowaniem lub z pływami.
Ograniczamy się tutaj jedynie do niektórych środowisk sedymentacyj
nych — pospolitych lub szczególnie ważnych z sedymentologicznego
punktu widzenia.
Ranga omawianych niżej środowisk bywa różna na różnych wybrze
żach; to samo środowisko na jednym wybrzeżu odgrywa rolę środowi
ska głównego, na innym zaś jest tylko elementem składowym (subśrodo-
wiskiem) innego środowiska. Niemal w każdym z omawianych środowisk
zaznacza się współdziałanie falowania i pływów, z reguły jednak jeden
z tych czynników ma znaczenie dominujące. Ogólnie rzecz biorąc rola
pływów jest tym większa w danym środowisku lub subśrodowisku, im
większa jest skala pływów na danym odcinku wybrzeża, a im mniejsza
jest tam energia falowania (ryc. 12-64).
Rycina 12-64.
Zależność środowisk sedymen
tacji klastycznej na wybrze
żach morskich od skali pływów
(według: Hayes 1976, zmienio
ne)
Pogranicze lądu i morza dzielone jest na szereg stref na podstawie
różnych kryteriów, a terminologia ż tym związana nie jest jednolita —
zarówno w zagranicznej, jak i w polskiej literaturze. Dlatego też podaje
my objaśnienia najważniejszych, stosowanych dalej terminów. Pogra
niczny pas morza i lądu, który zalewany jest przez wodę bądź odsłania-
Rycina 12-65. Podział strefy brzegowej, z punktu widzenia zasięgu falowania ( A )
i pływów (B)
30*
468 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
ny w zależności od nasilenia falowania nazywany jest brzegiem (ryc.
12-65A). Pas ten tworzy środkową część szerszej strefy brzegowej; od
strony morza sąsiaduje z nim przybrzeże, zaś od strony przeciwnej —
nadbrzeże.
Tam, gdzie pływy odgrywają szczególnie ważną rolę w procesach
sedymentacyjnych, kryterium podziału jest zasięg pływów (ryc. 12-65B).
Z tego punktu widzenia wyróżnia się trzy strefy. Środkowa z nich, nazy
wana miedzypływową (ang. intertidal zone), wyznaczona jest z jednej
strony przez średni zasięg normalnych przypływów, zaś z drugiej strony
przez średni zasięg normalnych odpływów. W y ż e j położone tereny, zale
wane tylko sporadycznie podczas szczególnie wysokich przypływów
określane są jako strefa nadpływowa lub wyżejpływowa (ang. supratidal
zone).
Ze strefą międzypływową sąsiaduje od strony morza strefa niżej-
pływowa (ang. subtidal zone), praktycznie stale znajdująca się pod wo
dą.
Plaże i ich przybrzeża
Plażą (ang. beach) nazywany jest brzeg zbudowany z luźnego materiału
ziarnowego frakcji piasku lub żwiru, przemieszczanego i deponowanego
głównie dzięki działalności falowania i wzbudzanych przez nie prądów.
Z podobnego materiału jest zbudowane dno sąsiadującego z plażą przy
brzeża, a procesy zachodzące w tych dwóch częściach strefy brzegowej
są ściśle ze sobą związane. Plaże i przybrzeża zbudowane z piasku są
szczególnie pospolite, a przy tym lepiej poznane z sedymentologicznego
punktu widzenia, dlatego też do nich ograniczamy się w dalszej części
tego podrozdziału.
Plaże formowane są na wybrzeżach poddanych działaniu falowania
o niskiej, średniej lub dużej energii. Warunkami sprzyjającymi rozwo
jowi plaż są: obfita dostawa piasku, nieznaczne nachylenie dna przybrze
ża oraz brak, małe lub umiarkowane działanie pływów. Na wielu wybrze
żach plaża ma postać długiego, ciągłego pasa (takie wybrzeża nazywane
są dalej plażowymi), a innych plaże występują tylko lokalnie. Wybrzeża
plażowe stanowią bądź granicę lądu i wówczas mogą być traktowane
jako samodzielne środowisko sedymentacyjne, bądź też są jedynie
elementem innych środowisk (np. na barierach piaszczystych, deltach
itd.).
Pod względem profilu dna przybrzeża wyróżnić można wśród wy
brzeży plażowych dwa odmienne typy. Na wybrzeżu rewowym (ang. bar-
red coast)
występuje kilka podwodnych, piaszczystych wałów, zwanych
rewami na polskim wybrzeżu Bałtyku. Rewy ułożone są zwykle równo
legle do brzegu, a rzadziej ukośnie. Na wybrzeżu drugiego typu — bez-
rewowym — dno przybrzeża obniża się mniej więcej równomiernie
w stronę morza; tylko w bezpośrednim sąsiedztwie brzegu rozwinięta by-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ
wa jedna, niska rewa. T y p rewowy ograniczony jest na ogół do wybrze
ży, które poddane są działaniu falowania o umiarkowanej energii i pły
wów o niewielkiej skali.
Plaża
Bliższa lądu, wewnętrzna część plaży zalewana jest w całości tylko pod
czas bardzo silnych sztormów, normalnie jej powierzchnia modelowana
jest przez wiatr (ryc. 12-66). Z tą częścią plaży sąsiaduje zwykle paś nad
brzeżnych wydm eolicznych, zbudowanych z piasku wywiewanego z pla
ży. Przy górnym krańcu plaży rozwinięty jest zwykle wał burzowy, for-
mowany w pobliżu skraju zasięgu, fal sztormowych. Zewnętrzna część
plaży (zwana stokiem lub czołem plaży) przedstawia się jako wyraźniej
nachylony ku morzu stok i zajęta jest przez hydrodynamiczną strefę
zmywu. Ponad czołem plaży formowany jest niewysoki wał przez który
przelewa się woda silniejszych potoków zmywu wstępującego i spływa
do położonych za wałem efemerycznych lagun plażowych.
REWA
1
Rycina 12-66. Podział plaży i przyległej części przybrzeża
Chwilowo ustalony stok plaży jest rezultatem dynamicznej równo
wagi między działaniem zmywu wstępującego i zmywu powrotnego.
W tych warunkach kąt nachylenia tego stoku zależy głównie od prze
puszczalności osadu, a zatem od średnicy ziarna. Im bardziej gruboziar
nisty jest materiał stoku plaży, tym większa część zmywu wstępującego
w wyższej partii stoku wsiąka w podłoże i nie zasila zmywu powrotne
go, wskutek czego stok jest bardziej stromy. W przypadku średnioziarni-
stego piasku kąt nachylenia stoku wynosi około 3°, a w przypadku śred-
niokalibrowego żwiru — około 20°.
W strefie zmywu powstaje na powierzchni osadu szereg nietrwałych
struktur, do których należą wałki falowe (łukowe, delikatne grzbiety na
granicy zasięgu zmywów), bruzdki ściekowe, ślady opływania, bąble gac
zowe, a rzadko riplemarki (Rudowski 1962). Strukturą charakterystyczną
dla plaży są też sierpy plażowe. Mają one postać połączonych, półksię-
życowych stoków otwartych w stronę morza, które ciągną się szeregiem
wzdłuż górnej części czoła plaży. Są to formy powstające okresowo
(Kuenen 1948; Rudowski 1964). Kształtowane są one wskutek rozbi-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
cia nabiegających fal na szereg równolegle rozmieszczonych języków
(Gorycki 1973).
Plaża podlega częstym zmianom i na przemian jest częściowo ni
szczona i odbudowywana. Destrukcja plaży odbywa się w warunkach
narastającego oraz ustabilizowanego falowania sztormowego i zachodzi
stosunkowo szybko. Odbudowywanie plaży jest procesem daleko wol
niejszym i związane jest z okresami ucichania sztormu oraz normalnego
falowania. W kształtowaniu plaży główną rolę odgrywają procesy za
chodzące w strefie zmywu. Przyrost osadów w tej strefie powoduje po
wstawanie pakietów płaskich lamin, które nachylone są nieznacznie (od
powiednio do aktualnego kąta nachylenia stoku plaży) w stronę morza
(ryc. 12-67). Podobny kształt i nachylenie mają powierzchnie erozyjne
wytworzone przez zmyw.
Rycina' 12-67. Typ warstwowania charakterystyczny dla strefy zmywu
Opisany typ laminacji dominuje w osadach plaży. Ponadto wystę
pują tutaj podobne struktury o laminach nachylonych w kierunku prze
ciwnym, które formowane są przez wodę spływającą po nachylonym
w stronę lądu stoku wału plażowego. Podrzędną rolę odgrywają na ogół
inne struktury sedymentacyjne, które genetycznie związane są z riple-
markami istniejącymi na dnie efemerycznych lagun i odpływających
z nich strug.
Osady plaży nierzadko są dobrze wysortowane, ale nie jest to re
gułą. Na wielu wybrzeżach są to piaski kwarcowe, często wybitnie wzbo
gacone w odporne minerały ciężkie. Skamieniałości w osadach plaży są
na ogół rzadkie i tylko lokalnie tworzą większe nagromadzenia. Na nie
których wybrzeżach piaski bywają jednak przepełnione szczątkami sko
rup, które z reguły noszą ślady abrazji. Żwiry występujące w osadach
są z reguły dobrze obtoczone, przy czym najwyższy stopień obtoczenia
wykazują otoczaki średnich rozmiarów. Cechą charakterystyczną jest
występowanie płaskich otoczaków; zdaniem Kuenena (1964c) jest to nie
tylko wynikiem specyficznych warunków abrazji (przesuwania po dnie
w strefie zmywu), ale także selekcji otoczaków w zależności od kształtu.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ
L Ą D
Rycina 12-68. Idealne następstwo form dna związane z przeobrażeniem fali w stre
fie fal rosnących (wedhig: Olifton 1976)
•ŁAMANIE SIĘ STREFA
FALI PRZEJŚCIOWA
Rycina 12-69. Strefy form dna na wybrzeżu bezrewowym, uzależnione od warunków
hydrodynamicznych: stan w warunkach intensywnego falowania (wedhig: Clifton
et
al.
1971)
1, 3 — płaska laminacja, 2 — duże riplemarki, 4 — duże półksiężycowe riplemarki, 5 — małe riple
marki asymetryczne
Przybrzeże plaży
Na wybrzeżu pozbawionym rew, oddziaływanie fali na piaszczyste dno
powoduje powstanie na nim rozmaitych form, które w kierunku brzegu
następują po sobie w charakterystycznej sekwencji.
Idealne następstwo form dna związane z przeobrażaniem fali ujęte
zostało w modelu przedstawionym przez Cliftona (1976). Następstwo to
obejmuje cztery główne pola dna: braku ruchu, form symetrycznych,
form asymetrycznych i płaskiego, wyrównanego dna. Rozwój form uza
leżniony jest od maksymalnej prędkości poziomego oscylacyjnego ruchu
wody po dnie, asymetrii prędkości, mediany średnicy ziarna i okresu fali.
W obrębie pola form asymetrycznych istnieją podrzędne strefy, charak
teryzujące się obecnością różnych typów form (ryc. 12-68). Wszystkie
te podrzędne strefy występują jedynie na wybrzeżach o dużej energii
falowania, na innych bywają zredukowane.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Na nieosłoniętym, bezrewowym wybrzeżu oceanicznym stwierdzono
(Clifton et al. 1971) występowanie pięciu stref o różnych zespołach form
dna (ryc. 12-69). Pierwszą, najbardziej odległą od plaży strefę zajmują
małe, asymetryczne riplemarki, drugą — duże, półksiężycowe riplemarki
o stokach czołowych zwróconych w stronę brzegu. W strefie trzeciej wy
stępuje dno zrównane. W pasie formowania się potoków zmywu i ko
lizji między falami translacyjnymi a zmywem powrotnym rozwinięte są
riplemarki symetryczne, o stromych zboczach, zbudowane ze stosunkom
wo gruboziarnistego materiału; laminy są w nich nachylone przeważnie
w stronę morza. Ostatnią strefę, pokrywającą się z hydrodynamiczną
strefą zmywu, zajmuje dno zrównane. Struktury sedymentacyjne osadów
poszczególnych stref przedstawione są na rycinie 12-70.
Rycina 12-70. Zespoły struktur sedymentacyjnych w różnych strefach na wybrzeżu
bezrewowym (por. ryc. 12-69) (według; Clifton et al. 1971)
Strefy: A — zmywu (1), B —przyboju (2), C — wzrostu fali, cześć bliższa brzegu (4), D — wzrostu
fali, część dalsza (5)
W przypadku wybrzeży z rozwiniętym systemem rew proces trans
formacji fali zachodzić może kilkakrotnie; fala załamana nad rewą od
twarza się i łamie ponownie nad rewą następną i dopiero przy brzegu
ostatecznie przechodzi w falę translacyjną. W rezultacie tego sekwencją
form na dnie jest tutaj bardziej skomplikowana.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ
Rewy mają wysokość dochodzącą do kilku metrów. Ich odlądowe
stoki zazwyczaj są strome i maksymalne ich nachylenie jest rzędu 25—
34°; stoki przeciwne nachylone są łagodniej. Na Bałtyku system rew jest
stosunkowo trwałym elementem rzeźby przybrzeża; niemniej jednak
w okresach narastania i stabilizacji sztormu rewy ulegają częściowemu
niszczeniu i przesuwają się w stronę morza, natomiast później narastają
i przesuwają się ku brzegowi.
System rew rozcinany jest poprzecznie przez kanały tworzone przez
prądy rozrywające. Podczas sztormów erozyjne dna tych kanałów mogą
sięgać do podstawy rew. Nagłe zmniejszenie się prędkości prądu rozry
wającego poza pasem grzywaczy powoduje szybką depozycję niesione
go materiału. Wskutek tego formowane są płaskie stożki, które wkra
czają na dno zagłębień międzyrewowych oraz na dno morzą poza naj
dalszą rewą. Pozycja kanałów tworzonych przez prądy rozrywające ule
ga częstym zmianom Prądy rozrywające odgrywają zapewne główną
rolę w wynoszeniu materiału w kierunku morza, daleko większą niż po
wrotne prądy denne. Nawet w warunkach umiarkowanego falowania
transportować one mogą żwir, podczas gdy prądy denne zdolne są prze
mieszczać co najwyżej piasek, a głównie obciążone są pelitem.
Rycina 12-71. Zespoły struktur sedymentacyjnych w różnych strefach na wybrze
żu rewowym (według: Davidson-Arnott & Greehwood 1976)
Struktury sedymentacyjne osadów związanych z systemem współ
czesnych rew zbadane zostały na atlantyckim wybrzeżu Kanady (Da-
vidson-Arnott & Greenwood 1976) (ryc. 12-71).
474
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Migracja plaży
W warunkach intensywnej dostawy piasku i przy stałym poziomie mo
rza (lub przy odpowiednio powolnym jego obniżeniu) plaża może przy
rastać lateralnie. Osady plaży i jej przybrzeża progradują wówczas
w stronę morza i przykrywają niżejległe osady szelfowe (ryc. 12-72).
W ten sposób powstają nagromadzenia piasków; wydłużone zgodnie z li
nią wybrzeża. Ich szerokość wynosić może kilka i więcej kilometrów,
a miąższość jest rzędu 10 m. W rzeźbie powierzchni takiego nagroma
dzenia z reguły zaznaczają się liczne, równoległe, niewysokie (1—2 m)
grzbiety. Znaczą one kolejne etapy rozwoju wybrzeża plażowego. Re
prezentują one bądź dawne wały burzowe, bądź też -— zdaniem niektó
rych autorów — najbliższe brzegu rewy, wynurzone wskutek migracji
w kierunku brzegu.
W warunkach transgresji strefa plaży i jej przybrzeża przesuwa się
w stronę lądu. W takim przypadku piaski tego środowiska zachować się
mogą jedynie w postaci stosunkowo cienkiej warstwy, która w profilu
przykryta jest przez osady deponowane na dalekim przybrzeżu (zwykle
piaszczysto-mułowe), a następnie przez typowe osady szelfowe.
Bariery piaszczyste i laguny
Bariery piaszczyste
Charakterystyczną cechą niektórych wybrzeży jest obecność piaszczy
stych barier, które oddzielają od otwartego morza położone zą nimi la-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ
guny. Bariery mają postać stosunkowo wąskich lecz długich wysp oraz
półwyspów i ciągną się mniej więcej równolegle do wybrzeża. Bariery
piaszczyste formowane są przy dominującym udziale falowania i dlatego
ich występowanie ograniczone jest do takich wybrzeży, gdzie p ł y w y nie
są duże (zob. ryc. 12-64). Czynnikami sprzyjającymi rozwojowi barier
są: stała i obfita dostawa piasku przemieszczanego przez prądy wzdłuż
Avybrzeża oraz równomierne i niewielkie nachylenie dna.
Współcześnie około 5700 km wybrzeży morskich na świecie ma rozwinięte bariery
piaszczyste, z czego na Amerykę Północną — głównie na wybrzeża Stanów Zjednoczo
nych nad Zatoką Meksykańską i Atlantykiem, przypadka około 3200 km, a na Europę
około 800 km (m.in. wybrzeża Holandii i Republiki Federalnej Niemiec oraz południowe
wybrzeże Bałtyku). N a d Bałtykiem bariery piaszczyste nazywane są ogólnie mierzejami.
Najdłuższą współczesną barierą piaszczystą jest Padre Island w Teksasie; jest ona długa
na 180 km i szeroka na 1—7 km.
Od strony otwartego morza linia brzegowa bariery jest wyrównana,
zaś od strony laguny zwykle bardziej urozmaicona (ryc. 12-73). Brzeg
przymorski ma postać rozległej plaży. Wzdłuż osi bariery ciągnie się pas
wydm eolicznych. Poza nim, od strony laguny rozwinięte bywają stożki
przelewowe (ang. washover fans). Mają one postać płaskich, wachlarzo-
watych nasypów i powstają w wyniku przelewania się fal sztormowych*
przez obniżenia w pasie wydm. Od strony laguny występują także plaże.
W sprzyjających warunkach klimatycznych od strony laguny rozwinięte
są bagna. W niektórych lagunach kontaktują tutaj z barierą równie pły
wowe.
M O R Z E
Rycina 12-73. Bariera piaszczysta i laguna na wybrzeżu o niewielkiej skali pły
w ó w (schemat)
Bariery zbudowane są niemal wyłącznie z piasków. Piaski groma
dzone od strony morza wykazują analogiczne cechy jak osady wybrzeży
plażowych. Piaski gromadzone po stronie laguny mają podobne cechy,
nierzadko jednak reprezentowane są wśród nich osady stożków przele
wowych. Część stożka formowana powyżej poziomu w o d y w lagunie wy-
476
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
kazuje z reguły płaską laminację, nieznacznie nachyloną w stronę lagu
ny, zaś formowana poniżej tego poziomu zbudowana jest na ogół ze stro
mo nachylonych lamin. Piaski wydm nadbrzeżnych, które pokrywają ba-
rierę, różnią się od piasków deponowanych w wodzie odmiennym zespo
łem struktur sedymentacyjnych (Goldsmith 1975). Dominuje tutaj typowe
dla wydm eolicznych warstwowanie przekątne o stromych kątach upadu
lamin, który w tym środowisku dochodzić może nawet do 45° (McBridge
& Hayes 1962). Struktury deformacyjne są tutaj częstsze niż w wydmo
wych piaskach pustynnych (McKee & Bigarella 1972), pospolite bywają
także ślady korzeni.
Przesmyki i delty pływowe
W pasie bariery istnieją przerwy, nieraz o charakterze wąskich prze
smyków, poprzez które wody laguny kontaktują z wodami otwartego
morza. W przypadku wybrzeży o wyraźnych pływach, w przesmykach
zachodzi koncentracja przepływu wód podczas przypływu i odpływu,
a prądy pływowe erodują ich dno. Zazwyczaj takie przesmyki pływowe
(ang. tidal inlets) przesuwają się w kierunku zgodnym z kierunkiem prą-
dów wzdłużbrzegowych dominujących na danym odcinku wybrzeża. Od
strony przeciwnej przesmyk jest sukcesywnie zasypywany przez przy
rastający w tym kierunku cypel bariery. Stosunkowo znaczna głębokość
przesmyków (do 20 m) i dość szybka i c h migracja wzdłuż bariery (do
kilkudziesięciu metrów na rok} powoduje, że osady akumulowane w ob-
Rycina 12-74.
Schematyczny profil osadów
powstałych w wyniku migracji
przesmyku pływowego (według:
Kumar & Sanders 1974)
A — o s a d y dna koryta przesmyku,
B — osady głębszych części przesmy
ku, C — osady płytszych części przes
myku, D — osady platformy bariery
piaszczyste], E — osady subaeralne}
części bariery
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ
rębie przesmyków pływowych mają duże szanse trwałego zachowania
się.
Profil osadów związanych z migracją współczesnego przesmyku pływowego poz
nany został dzięki badaniom Kumara i Sandersa (1974) na Long Island koło N o w e g o
Jorku (ryc. 12-74). Profil zaczyna się osadami o charakterze bruku korytowego, złożo
nymi z piasku, muszli i otoczaków. N a d nimi występuje warstwa reprezentująca osady
zapełniające głębszą część kanału. Są to piaski z warstwowaniem przekątnym o dużej
skali, zorientowanym zgodnie z kierunkiem prądów odpływu; zestawy lamin oddzielone
są nierzadko powierzchniami reaktywacji, nad którymi trafiają się podrzędnie zestawy
lamin nachylone zgodnie z kierunkiem prądów przepływu. Wyżej leży warstwa poziomo
laminowanych piasków utworzona w płytszej części przesmyku, przykryta bardzo gru
bym zestawem stromo nachylonych lamin; zestaw ten przypomina budową deltę typu
gilbertowskiego i powstaje w rezultacie lateralnego przyrostu platformy barierowej, roz
winiętej w przesmyku poniżej średniego poziomu wody. Najwyższą część profilu tworzą
piaski o strukturach typowych dla plaży i najpłytszej części przybrzeża.
Po obu stronach przesmyku pływowego powstają zwykle nasypy
określane jako delty pływowe (ang. tidal deltas, inlet deltas) (ryc. 12-75).
Tego rodzaju delty położone od strony laguny formowane są w znacz
nym stopniu przez prądy przypływu, zaś położone od strony morza —
przez prądy odpływu.
Rycina 12-75. Położenie i charakterystyczny kształt delt pływowych usytuowa
nych po obu stronach przesmyku pływowego
Nasyp delty pływowej widziany w planie wysunięty jest w stronę
przeciwną od przesmyku (ryc. 12-76). Na jego peryferiach rozwinięty
jest sierpowaty wał, którego zaplecze obniża się stopniowo w stronę
przesmyku. Zaplecze to jest miejscem przepływu prądów pływowych
wypływających z przesmyku. Z tymi prądami związane są formy podob
ne do fal piaskowych, pokrywające zwykle tę część równi pływowej.
478 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-76. Delta pływowa (przypływu), usytuowana w lagunie (według: Booth-
royd, in: R. A. Da vis 1978)
A — plan delty, (czarnymi strzałkami zaznaczone prądy przypływu, białymi prądy odpływu), B —
stan w 2/3 fazy przypływu ( M H W — przeciętna wysoka woda), C — stan w 2/3 fazy odpływu
Prądy skierowane w stronę przesmyku koncentrują się natomiast po ze
wnętrznej stronie wału. Przedstawiony na omawianej rycinie obraz jest
wysoce schematyczny. W rzeczywistości rzeźba wielu delt pływowych
jest znacznie bardziej skomplikowana (Boothroyd 1978).
Laguny
Laguny oddzielone od morza barierami piaszczystymi są z reguły płytkie.
W zależności od warunków klimatycznych oraz od połączenia z morzem
Rycina 12-77. Rozmieszczenie różnych typów osadów w lagunie (według: Shepard
& Moore 1955)
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 479
wody lagun mogą mieć bardzo różny stopień zasolenia, co wpływa na
charakter zasiedlających je organizmów i decyduje także o typie gro
madzonych osadów (Rusnak 1960a, Shepard & Moore 1960). Na obsza
rach o ciepłym i suchym lub półsuchym klimacie laguny bywają miej
scem depozycji ewaporatów (zob. rozdz. 8) i osadów węglanowych (zob.
rozdz. 7). Ogólnie jednak w lagunach dominuje sedymentacja klastycz
nych osadów drobnoziarnistych (ryc. 12-77). W i e l e tych osadów wyka
zuje brak warstwowania lub tylko niewyraźną, zaburzoną laminację, co
jest wynikiem intensywnej działalności organizmów mułożernych. Nie
rzadkie są jednak osady o wyraźnym warstwowaniu, złożone z naprze-
mianległych lamin lub soczewek mułu i gruboziarnistego pyłu lub drob
noziarnistego piasku; takie osady powstają zwykle na równiach pływo
wych. Osady piaszczyste odgrywają większą rolę jedynie w pobliżu prze
smyków stanowiących połączenie laguny z otwartym morzem.
Osady wielu lagun położonych w klimacie wilgotnym są bogate
w szczątki roślinne. Na dnie źle przewietrzanych lagun istnieją warunki
umożliwiające gromadzenie się siarczków i substancji humusowych.
W niektórych lagunach rozwijają się maty algowe bądź rafy ostrygowe.
Depozycja w lagunach jest procesem dominującym, a tempo akumu
lacji jest tutaj ogólnie szybsze niż na dnie sąsiadującego morza szelfo-
wego. W lagunach Teksasu stwierdzono, że współcześnie tempo przyro
stu osadów wynosi tam 1 cm/rok.
Rozwój i migracja barier
Geneza współczesnych barier piaszczystych jest ciągle przedmiotem dys
kusji (Hoyt 1967b, Schwartz 1973). Zgodnie z jednym poglądem bariery
powstają z rew, które zasilane są piaskiem od strony szelfu i stopniowo
nadbudowywane, wskutek czego wynurzają się nad poziom morza i na
stępnie migrują w stronę lądu. Według drugiego poglądu bariery za
wdzięczają swe powstanie przede wszystkim przemieszczaniu piasku
przez prądy wzdłużbrzegowe: początkowo mają one postać mierzei na
rastających od wysuniętych przylądków, a następnie są przerywane
i przekształcają się w łańcuch wysy i półwyspów. W myśl trzeciego po
glądu bariery tworzą się dzięki powolnemu podnoszeniu się poziomu
morza i jednoczesnemu nadbudowywaniu istniejących na wybrzeżu na
gromadzeń piasków (wydm nadmorskich i plaży). W i e l e danych prze
mawia za tym, że różne współczesne bariery powstawały w różny spo
sób.
Szczegółowe badania niektórych współczesnych barier i sąsiadują
cych z nimi lagun, oparte m.in. na licznych wierceniach i oznaczeniach
wieku osadów metodami radioaktywnymi, pozwoliły odtworzyć kierunek
migracji barier. Stwierdzono, że w warunkach ustabilizowanego już w ho-
locenie poziomu morza pewne bariery migrują w kierunku stałego lądu,
480 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-78.
Poprzeczne przekroje barier
piaszczystych (według: Dic-
kinson et al. 1972)
A — bariera progradująca w stro
ną morza (Galveston Island; linia
mi przerywanymi zaznaczony wiek
osadów w latach), B — bariera
w zasadzie stacjonarna, nadbudo
wywana (Padre Island), C — ba
riera migrująca w stronę lądu
(Rhode Island, Charlestown); bar-
dzo znaczne przewyższenia
inne utrzymują się w miejscu i są nadbudowywane, inne wreszcie inten
sywnie progradują w stronę otwartego morza (ryc. 12-78). Przykładem
takiej progradującej bariery jest Galveston Island w Teksasie.
Kopalne osady barier
Zachowane w stanie kopalnym osady barier reprezentowane są przez
piaszczyste ciała sedymentacyjne wydłużone zgodnie z kierunkiem wy
brzeża. Od strony lądu zazębiają się one bądź wkraczają na osady mu-
łowe (z cechami osadów lagunowych), a po stronie przeciwnej z piaszczy-
sto-pelitycznymi osadami otwartego morza. Wskutek migracji barier
związane z nimi ciała sedymentacyjne mogą tworzyć soczewki i kliny,
daleko szersze niż w przypadku barier współczesnych i nierzadko zazę
biające się ze sobą w poprzecznym przekroju całej badanej serii osa
dów. Wskaźniki paleontologiczne i geochemiczne są bardzo pomocne do
stwierdzenia różnic między sąsiadującymi z barierą osadami laguny
i otwartego morza.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 481
Rycina 12-79. Kopalne osady bariery piaszczystej i laguny; utwory górnej jury
w Luizjanie (według: Thomas & Mann 1966)
Piaskowiec Terryville — osady bariery, łupki Hico — osady laguny formacja Scbuler — osady lądo
we (głównie rzeczne), formacja Bossier — osady otwartego morza
Na występowanie piaszczystych litosomów związanych z barierami
zwrócono przede wszystkim uwagę podczas poszukiwań złóż ropy nafto
wej i gazu ziemnego. Występowanie takich utworów stwierdzono np.
w górnojurajskich formacjach Luizjany (ryc. 12-79), w dolnej kredzie
Montany (Berg & Davies 1968) i w trzeciorzędzie Teksasu (Bovd & Dyer
1966).
Równie pływowe
Równia pływowa (ang. tidal fiat) jest płaskim obszarem, zalewanym i od
słanianym przez pływy, który zbudowany jest z osadów gromadzonych
w wyniku ich działalności. Równie pływowe występują przede wszyst-
Rycina 12-80. Równie p ł y w o w e na wybrzeżu Holandii (według: van Straaten &
Kuenen 1958)
1 — międzypływowa strefa równi, 2 — tereny wyżej wzniesione, 3 — izobaty poniżej poziomu śred
nich odpływów wiosennych (w metrach)
31 Zarys sedymentologii
482 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
kim na wybrzeżach o umiarkowanej i dużej skali pływów (zob. ryc.
12-64). W procesach sedymentacyjnych zachodzących na równi rola fa
lowania jest podrzędna; dlatego też typowe równie współczesne wystę
pują na osłoniętych odcinkach wspomnianych wybrzeży, a więc w lagu
nach, zatokach i w obrębie estuariów oraz niektórych delt. Dobrze po
znane pod względem sedymentologicznym są współczesne równie wy
stępujące na wybrzeżach Morza Północnego w Republice Federalnej N i e
miec (nazywane tam Watt; Reineck 1978), Holandii (określane tam jako
wadden;
van Straaten 1954a, van Straaten & Kuenen 1957) i wschodniej
Anglii (Evans 1965), a także równie na kanadyjskim wybrzeżu Atlanty
ku (Klein 1963, 1967b) i w Zatoce Kalifornijskiej (R. W. Thompson 1975).
Powierzchnia równi wznosi się stopniowo w stronę brzegu. Rozwi
nięte są na niej charakterystyczne systemy kanałów pływowych (ang.
tidal channeis),
przypominające w planie sieci krętych koryt rzecznych
(ryc. 12-80). Pomiędzy nimi rozciągają się niemal zupełnie płaskie tereny,
pokryte jedynie drobnymi formami akumulacyjnymi i erozyjnymi. Za
sadnicza część obszaru równi należy do strefy międzypływowej. Przy
legający do niej obszar strefy wyżejpływowej zajęty jest zwykle przez
słone bagna. Głębsze części głównych kanałów pływowych są w zasa
dzie stale wypełnione wodą i należą do strefy niżejpływowej.
Sedymentacja na równi pływowej
Materiał klastyczny donoszony jest na obszar równi przez prądy pływo
we, z reguły od strony morza, laguny lub estuarium. Energia tych prą
dów generalnie zmniejsza się w stronę lądu, wskutek czego w tym kie
runku ogólnie zaznacza się zmniejszenie średnicy ziarna osadów. Oscy
lacyjny charakter prądów oraz rozkład ich prędkości podczas cyklu pły
wowego dodatkowo sprzyja gromadzeniu się materiału drobnoziarnistego
w wyższych partiach strefy międzypływowej; depozycja zawiesiny za
chodzi tam w warunkach zamierającego prądu przypływu podczas wy
sokiej wody, a powstający w początkach odpływu prąd ma niewystar
czającą prędkość, aby erodować złożony bezpośrednio wcześniej osad
(van Straaten & Kuenen 1957).
Na tych równiach, gdzie udział falowania jest znikomy, na płaskich
terenach równi (poza systemami kanałów) w miarę zbliżania się do jej
górnego krańca występują osady złożone w coraz większym procencie
z ziarn frakcji drobnoziarnistych. Taki rozkład osadów jest skrajnie od
mienny w porównaniu z piaszczystym wybrzeżem plażowym. W przy
padku równi narażonych silniej na działanie falowania (np. na wybrze
żach wschodniej Anglii, Evans 1965) wspomiana regularność rozkładu
osadów jest zaburzona; w środkowej części profilu równi występuje pas
piasków przerabianych przez fale.
Prędkość prądów pływowych jest większa w kanałach niż na sąsia-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 483
dujących z nimi płaskich terenach równi. Na obszarach niemieckiego
wattu
prędkości prądów w kanałach strefy międzypływowej dochodzą
do 100—150 cm/s, a poza nimi do 50 cm/s. T e g o rodzaju różnice powo
dują, że w obrębie kanałów deponowane są osady o stosunkowo grub
szym ziarnie niż na przyległych terenach płaskich.
Rycina 12-81.
Depozycja lamin pia
szczystych i mułowych
związana z rytmem pły
wu (według: Reineck &
Wunderlich 1967)
A — miąższości warstw zde
formowane dla pokazania
osadów odpowiadających
różnym fazom pływu, B —
rzeczywista miąższość osa
dów (profil mierzy około
6—7 mm)
Periodycznie, a przy tym skrajnie odmienne warunki depozycji zwią
zane z cyklem pływowym znajdują swe odbicie w cechach osadów. Na
równi pospolicie występują osady złożone na przemian z materiału
o grubszym i drobniejszym ziarnie. Warstwy lub soczewki o ziarnie grub
szym składają się zwykle z piasku lub gruboziarnistego pyłu i depono
wane są przy udziale prądów przemieszczających materiał trakcyjnie.
Materiał drobniejszy, reprezentowany przez różne odmiany mułu, depo
nowany jest z zawiesiny, głównie w okresach zaniku ruchu w o d y (ryc.
12-81). Wzajemne proporcje jednego i drugiego materiału w osadach
równi są różne i zależą od miejsca powstawania osadu. Wspomniane
przyczyny powodują, że w osadach równi pływowej powszechnie repre
zentowane jest warstwowanie smużyste, soczewkowe i faliste. Tam, gdzie
trakcyjne działanie prądów jest znikome lub nie zachodzi, powstają pła
sko laminowane osady drobnoziarniste.
31
484
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Wyższe partie równi zasiedlone są zwykle przez liczną lecz na ogół
ubogą w gatunki faunę, która przyczynia się do przerabiania złożonych
już osadów i powstawania licznych bioturbacji. Rola roślin jest podrzęd
na i polega przede wszystkim na ochronie przed zmywaniem świeżo zde
ponowanego osadu; np. niektóre glony pokrywają bardzo szybką po
wierzchnię osadów strefy międzypływowej i tworzą rodzaj siatki ochron
nej.
Rycina 12-82. Schematyczny przekrój (na pierwszym planie) przez kanał na równi
pływowej (według: Reineck 1958)
Oś kanału zaznaczona linią przerywaną, warstwy mułu czarne, warstwy z przewagą piasku kropko
wane na powierzchni brzegu wypukłego zaznaczony bieg (rozciągłość) i upad odkładanych tam
warstw,- a — powierzchnia erozyjna
Warunki sedymentacji w kanałach pływowych, szczególnie podczas
odpływu, wykazują duże analogie do panujących w krętych korytach
rzecznych. Na wypukłych brzegach kanałów powstają nagromadzenia
osadów przypominające łachy meandrowe (Reineck 1958) (ryc. 12-82).
Skala bocznej migracji kanałów pływowych bywa znaczna, rzędu kilku
dziesięciu metrów na rok. Erozyjne dno kanałów pokrywa osad o typie
Rycina 12-83. Schematyczny przekrój przez równię pływową i przyległą wyspę
bariery piaszczystej (według: Reineck 1972)
WW — poziom wysokiej wody, NW — poziom niskiej wody, 1 — osady starsze, 2 — materiał grub
szy, muszle, klasty mułowe, 3 — piaski, 4 — naprzemianległe piaski i muły, 5 — muły, 6 — osady
słonych bagien; bardzo duże przewyższenie
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 485
bruku korytowego, złożony z piasku i intrakłastów mułowych. Nierzad
kie są tam muszle, które niekiedy tworzą nawet charakterystyczny bruk
muszlowy. Nadległe osady gromadzone w kanale to naprzemianległe
warstwy piasków i mułów, ogólnie nachylone w kierunku lateralnego
przyrostu osadów. Na niektórych równiach duża część utworów strefy
międzypływowej reprezentowana jest przez osady akumulowane w obrę
bie migrujących kanałów pływowych (ryc. 12-83).
Kopalne o r a d y równi pływowych
Do charakterystycznego zespołu cech, które umożliwiają rozpoznanie
kopalnych osadów równi pływowych, należą przede wszystkim: wystę
powanie facji mułowo-piaszczystych z warstwowaniem smużystym, so
czewkowym i falistym, obecność fauny morskiej, zazwyczaj zubożałej
gatunkowo, występowanie w osadach piaszczystych przeciwnych kierun
ków nachylenia lamin przekątnych, obecność powierzchni erozyjnych
przykrytych zlepieńcem śródformacyjnym złożonym z intraklastów mu
łowych i skorup mięczaków, występowanie w części osadów licznych
bioturbacji.
W ciągu ostatnich lat ukazało się wiele prac, w których opisano zespoły facji zwią
zane z równiami pływowymi, występujące w utworach różnego wieku, począwszy od
prekambryjskich Takie osady stwierdzone zostały m.in. przez van Straatena (1954)
w górnym dewonie Ardenów, Wunderlich rozpoznał je w utworach dolnego emsu Nad
renii, Klein (1970) w prekambrze Szkocji i w prekambrze Kalifornii (ryc. 12-84), a Tan-
kard i Hobday (1977) w utworach ordowiku okolic Kapsztadu.
Estuaria
Termin estuarium (pochodzący od łacińskiego aestus — pływ) stosowany
bywa obecnie w bardzo różnym znaczeniu. W tej książce określamy nim
wybitnie rozszerzające się ujście rzeki, w którym działalność pływów od
grywa istotną rolę w przebiegu procesów sedymentacyjnych.
Współczesne estuaria występują głównie na wybrzeżach o dużej lub
umiarkowanej skali pływów (zob. ryc. 12-64). Pod względem genezy re
prezentują one dwa typy. Jeden to przyujściowe odcinki dawnych dolin
rzecznych, zatopione wskutek podniesienia się poziomu morza we wczes
nym holocenie; drugi to estuaria, które swój obecny kształt zawdzięczają
niemal wyłącznie działaniu pływów (np. ujścia koryt rozprowadzających
na deltach intensywnie modelowanych przez pływy).
W obrębie estuarium zachodzi „rozcieńczanie" wody rzecznej w sło
nej wodzie morskiej. Przebieg tego procesu zależy od ilości wody mor
skiej wprowadzanej podczas przypływu oraz od dopływu wody rzecznej
i konfiguracji estuarium. W aspekcie tego procesu wyróżnia się cztery
hydrologiczne typy estuariów (Pritchard 1955); w pierwszych dwóch roz-
486 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-84. Osady pływowe w formacji W o o d Canyon, późny prekambr, wschod
nia Kalifornia i zachodnia Newada (według: V. G. Klein, in; Ginsburg 1975)
Profile: A — ogólny, B — sedymentologiczny, C, D, E — szczegółowe
wija się przy dnie mniej lub bardziej wyraźny klin w.ody słonej, w dwóch
pozostałych mieszanie wód zachodzi przy powierzchni i przy dnie lub
w całym profilu. Ogólnie jednak zasolenie wody estuarium zmniejsza się
wraz z odległością od jego wylotu do morza, co znajduje wyraz w zmia
nie zespołów fauny i flory.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 487
Rycina 12-85.
Estuarium
1 — wydłużone grzbiety- piaszczyste,
2 — r ó w n i e pływowe, 3— kierunki
prądów pływowych
Charakterystyczną cechą rzeźby wielu estuariów jest obecność du
żych grzbietów piaszczystych, wydłużonych zgodnie z kierunkiem osi
estuarium (ryc. 12-85). Pomiędzy nimi rozwinięte są stosunkowo głębo
kie kanały, modelowane przez prądy przypływu i odpływu. Nierzadko
prądy przypływu skoncentrowane są w innych kanałach niż prądy od
pływu.
Warunki sedymentacji
Materiał klastyczny gromadzony w obrębie estuarium donoszony jest
zarówno przez rzekę, jak i dostarczany od strony morza. Na ogół współ
czesne estuaria związane są z rzekami, w których koncentracja zawiesiny
jest stosunkowo niewielka. W o d y estuariów są jednak specyficzną „pu
łapką" zawiesiny, bowiem wskutek mieszania się wody słodkiej ze słoną
dochodzi tutaj do flokulacji koloidalnych cząstek zawartych w wodzie
rzecznej (zob. rozdz. 6). Ponadto zawiesina donoszona jest do estuarium
przez prądy przypływu. Depozycja materiału drobnoziarnistego zachodzi
głównie na równiach pływowych rozwiniętych w obrębie estuarium, ale
pelityczne przewarstwienia pospolite bywają również w osadach pozo
stałej części estuarium.
Materiał grubszy, frakcji grubego pyłu, a przede wszystkim piasku,
deponowany jest głównie w głębszych oraz bardziej odległych od brze
gów częściach estuarium. Materiał ten przemieszczany jest trakcyjnie
przez prądy pływowe, których maksymalne prędkości Są zwykle rzędu
100—200 cm/s, a nawet więcej. Piasek gromadzony jest głównie w obrę
bie wspomnianych grzbietów piaszczystych, których wysokość dochodzić
może do 25 m, szerokość do kilkuset metrów, a długość do kilku kilo
metrów. Powierzchnia tych grzbietów pokryta jest zazwyczaj dużymi,
migrującymi riplemarkami lub falami piaskowymi. W strukturach osa
dów związanych z tymi formami zarejestrowane bywają dwa przeciwne
kierunki transportu materiału.
Dno kanałów pływowych jest miejscem depozycji najgrubszego ma-
488
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
teriału. Oprócz piasku gromadzone są tutaj intraklasty mułowe, otoczaki
oraz muszle; trafiają się też bryły torfu (Oomkens & Terwindt 1960).
W p ł y w falowania na przebieg procesów sedymentacyjnych w estu
arium zaznacza się tylko w miejscach płytszych. W szerokim i otwartym
estuarium Żyrondy w y p ł y w ten praktycznie zanika na głębokości około
15 m (G. P. Allen 197l).
W czwartorzędowych osadach estuariowych na obszarze delty Renu,
deponowanych w strefie niżejpływowej, wyróżniono trzy główne facje
(Terwindt 1971).
— gruboziarniste piaski z warstwowaniem przekątnym o dużej skali
typu rynnowego lub tabularnego z pospolitym układem jodełkowym (ryc.
12-86), miejscami z wkładkami pyłowymi;
Rycina 12-86.
Warstwowanie przekątne o
dużej skali w kopalnych
osadach pływowych (inter
pretowanych jako utwory
gromadzone w głębokim ka
nale); oligocen, Belgia (ry
sunek na podstawie fotogra
fii, według: de Raaf & Boer-
sma 1971)
Przekrój mniej więcej równoległy
do kierunku prądów, widoczny
charakterystyczny układ jodełkowy
— średnio i drobnoziarniste piaski z płaską laminacja poziomą, war
stwowaniem przekątnym o małej skali oraz z warstwowaniem smuży-
stym;
— drobnoziarniste piaski i muły, z warstwowaniem soczewkowym
i falistym.
Stopniowe wypełnianie estuarium osadami daje w rezultacie sek
wencję o normalnej gradacji ziarna. W dole tej sekwencji spodziewać
się można zespołu fauny zasiedlającej wody słone, w górze natomiast
fauny typowej dla wód brakicznych.
ŚRODOWISKA MORSKIE 489
Rycina 12-87. Podział środowisk morskich
Strefa litoralną obejmuje zasadniczo obszar między linią średniego,
przypływu i odpływu (strefa eulitoralna). Niekiedy wydziela się jeszcze
dodatkowo od strony lądu strefę supralitoralną, zalewaną lub jedynie
zwilżaną podczas maksymalnych przypływów i okresów burzowych.
Strefa nerytyczna sięga od linii odpływu po krawędź szelfu. Trady
cyjnie jako średnią głębokość granicy szelfu przyjmuje się 200 m. Jednak
ostatnio Shepard (1973) opierając się na nowych danych kartograficz
nych wykazał, że załamanie powierzchni szelfu i jego przejście w skłon
kontynentalny znajduje się przeciętnie na głębokości 130 m.
Strefa batialna sięga od krawędzi szelfu do około 4000 m. W jej ob
rębie znajduje się skłon kontynentalny i płytsze części den oceanów.
Strefa abisalną obejmuje głębokości ód 4000 do 6500 m. W tej strefie
leży większość głębokich den oceanicznych.
Strefa hadalna znajduje się poniżej 6Ó00 m. Głębokości hadalne wy
stępują w rowach oceanicznych.
Strefom tym odpowiadają do pewnego stopnia strefy wyróżniane ze
względu na charakter występujących w nich osadów, są to:
— strefa litoralną, pokrywająca się z odpowiadającą jej strefą głę
bokościową;
— strefa sublitoralna, odpowiadająca zasadniczo głębokościowej
strefie nerytycznej;
— strefa hemipelagiczna, obejmująca skłon kontynentalny i przyle-'
głe doń dna basenów oceanicznych; udział materiału terygenicznego
w osadach tej strefy jest jeszcze z n a c z n y .
Ś R O D O W I S K A MORSKIE
Najbardziej ogólny podział morskich środowisk sedymentacyjnych opie
ra się na dwu podstawowych kryteriach, którymi są: głębokość dna i in
tensywność dostawy materiału terygenicznego z lądu.
Ze względu.na pierwsze kryterium wyróżnia się strefę litoralną, ne-
rytyczną, batialną, abisalną i hadalną (ryc. 12-87).
490 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
— strefa pelagiczna, do której należą dna otwartych mórz i ocea
nów; w osadach pelagicznych brak jest materiału pochodzącego z lądu,
lub jest on ograniczony zasadniczo do cząstek frakcji ilastej; frakcje
grubsze występują w nim jedynie sporadycznie.
Strefy hemipelagiczna i pelagiczna mogą znajdować się na bardzo
różnych głębokościach. Błędem jest traktowanie tych stref jako synoni
mów stref głębokościowych batialnej i abisalnej. Na obszarach, do któ
rych dostawa materiału z lądu jest niewielka, strefa sedymentacji pela-
gicznej może występować już na głębokościach nerytycznych, podczas
gdy w innych pojawia się ona dopiero na głębokościach abisalnych. Na
tomiast strefa hemipelagiczna, która zasadniczo znajduje się w zasięgu
głębokości batialnych, w przypadku występowania dużych głębokości
w pobliżu lądów, schodzi do głębokości abisalnych, a nawet hadalnych.
Przedstawiony poniżej przegląd morskich środowisk sedymentacyj
nych rozpoczyna się od środowiska sublitorainego. Środowisko litoral-
ne, znajdujące się na pograniczu obszarów morskich i lądowych, zostało
omówione wcześniej (str. 467).
Środowisko sublitoralne
Procesy sedymentacyjne w środowisku sublitoralnym są w znacznie
większym stopniu niż w innych środowiskach morskich uzależnione od
mniej lub bardziej lokalnych czynników, takich jak: ukształtowanie dna,
obecność lub brak pływów, miejscowy układ i siła prądów, rodzaj orga
nizmów bentonicznych, sąsiedztwo ujść większych rzek itp.
Duża zmienność tych czynników w przestrzeni i czasie powoduje,
że w strefie sublitoralnej powierzchnie pokryte osadem określonego typu
są zazwyczaj niewielkie i rzadko przekraczają kilkaset kilometrów kwa
dratowych.
Podobne zróżnicowanie osadów istnieje również w profilu pionowym.
Niewielkie oscylacje poziomu morza, czy nawet zjawiska czysto lokalne,
takie jak utworzenie się na jakimś obszarze płycizny, zmiana układu prą
dów, powstanie rafy, zniszczenie mierzei zamykającej lagunę itp., powo
dują daleko idące zmiany w charakterze gromadzących się osadów.
W środowisku sublitoralnym oprócz czynników, których siedliskiem
jest morze, działają również czynniki pochodzące spoza hydrosfery, ma
jące szerszy, regionalny zasięg. Należą do nich światło, klimat i sezonal-
ne zmiany temperatury.
W czystych wodach na średnich i niskich szerokościach geograficz
nych światło może docierać do głębokości około 150 m. Zazwyczaj jed
nak ze względu na jego rozproszenie przez falowanie i obecność zawie
siny granica strefy eufotycznej w morzach otwartych leży na głębokości
około 100 m lub płycej. Powyżej tej granicy możliwy jest rozwój roślin
ŚRODOWISKA MORSKIE 491
zielonych, z którymi w rozmaity sposób związane są liczne gatunki zwie
rząt osiadłych.
Również do głębokości około 150 m dają się odczuć strefy klima
tyczne i sezonowe zmiany temperatury. Wywierają one istotny wpływ
na skład gatunkowy biocenoz bentonicznych i ich rozmieszczenie baty-
metryczne w różnych szerokościach geograficznych. Ciepłolubne gatunki
przywiązane są do odpowiadających im stref klimatycznych, natomiast
gatunki zimnolubne, które w wysokich szerokościach geograficznych za
siedlają wody płytkie, w strefach cieplejszych schodzą do większych
głębokości, w miarę jak chłodne wody oddalają się od powierzchni.
Klimat, a ściślej biorąc temperatura i związane z nią stężenie jonów
zawartych w wodzie morskiej mają również istotny wpływ na powsta
wanie niektórych osadów i minerałów autigenicznych. Współcześnie szel
fowe osady wapienne tworzą się na szerszą skalę w strefie tropikalnej
i subtropikalnej, gdyż obecnie tylko w tych strefach dochodzi do prze
sycenia wody węglanem wapnia. Z minerałów autigenicznych w wodach
ciepłych powstaje na niewielkich głębokościach również szamozyt.
Sedymentacja klastyczna na szelfie jest jedynie pośrednio uzależ
niona od klimatu poprzez jego oddziaływanie na procesy wietrzenia
i erozji na przyległym lądzie. Osady szelfów polarnych odznaczają się
na ogół małą zawartością minerałów ilastych, dużym udziałem polimik-
tycznych żwirów związanych z działalnością lodowców i obecnością
chlorytu we frakcjach drobnych. W strefach tropikalnych wilgotnych
osady szelfowe obfitują w muły z dużym udziałem minerałów ilastych,
wśród których w pobliżu ujść rzek przeważa kaolinit. Głównym skład
nikiem osadów gruboziarnistych jest kwarc. W klimatach gorących i su
chych ziarna kwarcu są często pochodzenia eolicznego. Osady szelfowe
w pozostałych strefach klimatycznych nie mają wyraźnych cech" diag
nostycznych.
Poziom energii wód nerytycznych jest, ogólnie rzecz biorąc, stosun
kowo wysoki. Podstawa falowania dzieli je na dwie strefy. Osady skła
dane powyżej podstawy falowania znajdują się w zasięgu działania sil
nych i na ogół zmiennych prądów wywołanych falowaniem i pływami.
Poniżej podstawy falowania dynamika wód jest znacznie słabsza i sedy
mentacja sublitoralna w pobliżu dolnej granicy tej strefy coraz bardziej
upodabnia się do sedymentacji w obszarach hemipelagicznych.
Głębokość podstawy falowania zależy od siły wiatrów i rozległości basenu mor
skiego. W morzach otwartych przy długo utrzymujących się sztormach może ona sięgać
nawet do 200 m i więcej, przeważnie jednak leży znacznie płycej. W morzach zamknię
tych działalność fal ograniczona jest do kilku lub kilkunastu metrów.
Analiza osadów kopalnych nie zawsze dostarcza odpowiednich da
nych pozwalających ocenić w metrach głębokość ich środowiska sedy
mentacji, przeważnie jednak można ją określić względem podstawy fa
lowania.
492 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Ogólnie przyjmuje się, że większość osadów mórz epikontynental-
nych, pokrywających w ubiegłych epokach geologicznych rozległe prze
strzenie kontynentów, powstała w środowisku określonym w tej książce
jako sublitoralne. Osady te jednak w dość zasadniczy sposób różnią się
od dzisiejszych osadów szelfowych, co sprawia, że metoda aktualistyczna
powinna być stosowana do nich z dużą dozą ostrożności.
Obecna topografia i osady obszarów sublitoralnych są w znacznej
mierze odziedziczone po okresie plejstoceńskim, w którym poziom mo
rza znajdował się 150—230 m poniżej obecnego. Reliktowe utwory plej-
stoceńskie oraz materiał pochodzący z ich przeróbki zaścielają około 50%
powierzchni dzisiejszych szelfów. Spotyka się wśród nich osady glacjal
ne, proglacjalne, osady przybrzeżne pochodzące z okresu transgresji,
jaka miała miejsce po ustąpieniu lodowców, a nawet osady lądowe.
Większość ich nie osiągnęła jeszcze równowagi względem panujących
obecnie warunków hydrodynamicznych, co w znacznym stopniu zaciem
nia obraz współczesnej sedymentacji klastycznej na szelfie.
Drugą istotną przyczyną ograniczającą użyteczność metody aktuali-
stycznej jest odmienna sytuacja paleogeograficzna mórz epikontynental-
nych w okresach wielkich transgresji. Strefa sublitoralna była wówczas
bardziej rozległa, a przyległe do niej lądy dostarczały na ogół znacznie
mniej materiału niż obecnie. Te czynniki, łącznie z łagodniejszym klima
tem w wielu częściach świata, stwarzały dogodne warunki do powstawa
nia szeroko rozprzestrzenionych osadów węglanowych, które we współ
czesnym środowisku sublitoralnym są ograniczone do niewielkich obsza
rów.
W strefie sublitoralnej można wyróżnić, ze względu na charakter
gromadzących się w niej osadów i przy pominięciu przypadków pośred
nich, dwa krańcowe typy sedymentacji: sedymentację silikoklastyczną
i sedymentację węglanową.
Środowisko płytkomorskiej sedymentacji siiikoklastycznej
W środowisku sedymentacji siiikoklastycznej przeważa terygeniczny
materiał ziarnisty składający się głównie z kwarcu i krzemianów (piaski,
muły, żwiry). Głównymi czynnikami kształtującymi osady są prądy pły
wowe, prądy sztormowe i falowanie. Działalność tych czynników nakła
da się na siebie i tylko w
r
celu uproszczenia dalszego wywodu zostaną
one omówione oddzielnie. Inne ruchy wody, jak prądy oceaniczne, prądy
gęstościowe itp., odgrywają niewielką rolę w formowaniu osadów płyt-
komorskich.
O s a d y prądów pływowych
Prędkość okresowych prądów pływowych zmienia się w czasie i prze
strzeni (por. rozdz. 2). Postępując wzdłuż gradientu prędkości prądu moż-
ŚRODOWISKA MORSKIE
na wydzielić strefy odznaczające się różnymi formami dna utworzonymi
z transportowanego materiału (H. D. Johnson 1978). Kolejno są to: piasz
czyste wstęgi, piaskowe fale pływowe, płaty piaszczyste oraz dno po
kryte mułem (ryc. 12-88).
W S T Ę G I P I A S Z C Z Y S T E I P I A S Z C Z Y S T E F A L E P Ł Y W O W E | P Ł A J Y / | M U Ł
P I A S Z C Z Y S T E ,
Rycina 12-88. Formy dna w prądzie pływowym; Objaśnienia w tekście (według:
Kenyon 1970, zmienione) -
Piaszczyste wstęgi (ang. sand ribbon) powstają na obszarach o małej
ilości piasku przy stosunkowo dużych prędkościach prądów (zazwyczaj
ok. 100 cm/s i więcej przy powierzchni). Są one wydłużone równolegle
do kierunku płynięcia prądu. Ich grubość nie przekracza zwykle 1 m,
długość dochodzi do 15 km, a szerokość do 200 m (Kenyon 1970).
Przy mniejszych szybkościach (50—100 cm/s) dominującą formą dna
stają się piaskowe fale pływowe (ang. sand wave). Ich asymetria zazwy
czaj jest zgodna z kierunkiem prądu powierzchniowego, wysokość wy
nosi 3—15 m, a długość grzbietu waha się przeważnie w granicach 150—
500 m. N i e jest jednak całkiem jasne, czy są to formy współczesne, czy
też odziedziczone po okresie plejstoceńskim. Niekiedy bowiem są one
symetryczne lub strome zbocze form asymetrycznych zwrócone jest pod
prąd. Ponadto obserwowano duże riplemarki migrujące skośnie na po
wierzchni piaskowych fal pływowych. Mało jest również danych o struk
turach wewnętrznych tych form (H. D. Johnson 1978; J. R. L. Allen 1980).
W strefie małych prędkości prądów pływowych powstają cienkie
płaty piaszczyste (ang. sand patches.) zbudowane z dobrze wysortowane-
go, drobnoziarnistego piasku, które stopniowo mogą przechodzić w pionie
i poziomie w źle wysortowany osad mułowy. Są one pokryte riplemar-
kami i zawierają różnorodną infaunę, która w znacznym stopniu zaciera
pierwotną strukturę osadu. Płaty piaszczyste powstają przez opadanie
materiału niesionego przez prąd w zawiesinie.
Poza strefą płatów piaszczystych gromadzą się już tylko osady mu-
łowe. Składają się one z materiału transportowanego przez zamierające
prądy pływowe oraz z cząstek swobodnie opadających z powierzchni
morza.
Nieustaloną pozycję w systemie prądów pływowych zajmują grzbie
ty piaszczyste (ang. tidal sand ridges). Są to wydłużone zgodnie z kie
runkiem tworzących je prądów, asymetryczne w przekrojach poprzecz-
494 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
nych duże formy dna, zbudowane z dobrze wysortowanego średnioziar-
nistego piasku z detrytusem muszlowym. Ich długość dochodzi do kilku
dziesięciu kilometrów, szerokość jest rzędu 1—2 km, ą wysokość 10—
40 m. Prądy przypływu i odpływu płyną wzdłuż grzbietu zwykle po jego
przeciwnych stronach. Są one odchylane w prawo przez siłę Coriolisa
i transportują piasek w formie dużych riplemarków wędrujących skośnie
ku jego osi (ryc. 12-89), które nadbudowują grzbiet. Na osi grzbietu na
stępuje lawinowe osypywanie się piasku po jego przeciwległym, bardziej
stromym zboczu. W rezultacie dominującą strukturą wewnętrzną grzbie
tów są grube zestawy warstwowania przekątnego w dużej skali.
Rycina 12-89.
Powstawanie pływowych grzbie
tów piaszczystych (według:
Caston 1972, zmienione)
1 — prądy pływowe, 1 — transport
materiału
Prądy przypływu i odpływu mają zazwyczaj różne prędkości, z czym
wiąże się ilość transportowanego przez nie piasku i szybkość przemiesz
czania się dużych riplemarków na przeciwległych stokach grzbietu. W y
nikiem zróżnicowanego transportu jest asymetria tych grzbietów i ich
wędrówka w kierunku poprzecznym do prądów pływowych (Caston
1Ó72).
O s a d y formowane przez falowanie i sztormy
Silne prądy pływowe, oddziałujące w istotny sposób na sedymentację,
powstają jedynie tam, gdzie wysokość p ł y w ó w osiąga co najmniej
3—
4 m. Przeważnie są one jednak znacznie niższe i dominująca rola w for
mowaniu osadów przypada falowaniu i prądom powstającym w okresach
sztormowych. Te dwa czynniki kształtują też ogólny rozkład facji na
szelfie.
Współcześnie rozkład facji zależy jednak w znacznej mierze od
osiągniętego przez osad stopnia równowagi z panującymi warunkami
hydrodynamicznymi. Na szelfach, które równowagę tę już osiągnęły lub
zbliżają się do niej, obserwuje się stopniową zmianę facji, od gruboziar
nistych do coraz drobniejszych w miarę oddalania się od brzegu. Jest
to klasyczny model rozkładu facji przedstawiony przez D. W. Johnsona
(1919). Na większości współczesnych szelfów rozkład facji jest jednak
mozaikowy, co świadczy, że ich osady nie dopasowały się jeszcze do
obecnej dynamiki wód. Generalnie na szelfie można wyróżnić trzy fa
cje: piaszczystą, mułową i piaszczysto-mułową (Kulm et al. 1975).
ŚRODOWISKA MORSKIE
Facja piaszczysta (ryc. 12-90) występuje wzdłuż linii brzegowej i na
przylegającym do niej szelfie wewnętrznym. Reprezentują ją drobno
ziarniste piaski współczesne oraz różnie uziarnione piaski i żwiry relik
towe. W pobliżu krawędzi szelfu i na płyciznach mogą one zawierać
znaczne ilości glaukonitu. Pierwotne struktury sedymentacyjne w utwo
rach facji piaszczystej są w znacznym stopniu zniszczone na skutek prze
robienia osadu przez organizmy, niekiedy tylko zachowuje się pozioma
laminacja. Warstwy piasku utworzone podczas sztormów przez opada
jącą zawiesinę mają uziarnienie frakcjonalne i stopniowo przechodzą
w nadległy osad mułowy. Piaski transportowane przez falowanie i zwią
zane z nim prądy tworzą wielkie, wydłużone formy akumulacyjne —
rewy i mierzeje (por. str. 475).
Rycina 12-90.
Rozkład facji na szelfie (według:
Kulm et al. 1975)
Facja mułowa pokrywa największe powierzchnie na szelfie środko
wym i zewnętrznym. Główna masa mułów powstaje przez swobodne opa
danie najdrobniejszych cząstek z powierzchni morza.
Facja piaszczysto-mułowa zajmuje miejsce pomiędzy obiema pierw
szymi na szelfie środkowym, albo je zastępuje na szelfie zewnętrznym.
W osadach tej facji nastąpiło całkowite zatarcie struktur wewnętrznych
na. skutek działalności organizmów bentonicznych i wymieszanie facji
piaszczystej z mułową.
Osady kopalne
Osady klastyczne strefy sublitoralnej nie mają odrębnych, sobie tylko
właściwych cech sedymentologicznych. Ich odróżnienie od podobnych
utworów powstających w innych środowiskach musi wynikać z łącznej
oceny wielu różnego rodzaju przesłanek. Między innymi na płytkomor-
skie środowisko sedymentacji wskazują:
— autochtoniczna fauna bentoniczna, której zasięg głębokościowy
nie przekracza 100—200 m;
— fauna, otwartego morza występująca tylko jako nagromadzenia
muszli lub w postaci rozproszonego detrytusu muszlowego;
— skamieniałości śladowe należące do zespołu Cruziana, a w spo
kojniejszych wodach — Zoophycos;
496
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
— minerały autigeniczne, takie jak: glaukonit, szamozyt, fosforany;
— duża teksturalna i mineralogiczna dojrzałość osadów piaszczy
stych;
— lateralny związek badanych osadów z typowymi osadami przy
brzeżnymi lub morza otwartego;
— położenie w cyklu transgresywno-regresywnym.
Dopiero po ustaleniu płytkomorskiego charakteru badanych osadów
można przystąpić do bardziej szczegółowej analizy sedymentologicznej,
prowadzącej do rozpoznania głównych czynników odpowiedzialnych zą
ich powstanie.
Osady prądów pływowych odznaczają się powszechnym występo
waniem warstwowania przekątnego. Dominującym typem są tabularne
zestawy warstwowania przekątnego w dużej skali, ponadto spotyka się
zestawy riplemarków wstępujących, rynnowe warstwowanie przekątne
oraz — bardzo charakterystyczne dla tych utworów — jodełkowe war
stwowanie przekątne o przeciwnych kierunkach upadu lamin w nadle-
głych zespołach (ryc. 12-91). Struktury te reprezentują wędrujące pia
skowe fale pływowe i duże riplemarki.
Rycina 12-91.
Typy warstwowan przekąt
nych w osadach prądów pły
wowych
A, C — fale piaszczyste, B —
osady kanału erozyjnego, R — po
wierzchnie reaktywacji
Cechą o dużej wartości diagnostycznej dla osadów prądów pływo
wych jest bimodalny rozkład kierunków warstwowania przekątnego
z dwoma przeciwstawnymi maksimami. Maksima te reprezentują odmien
ne kierunki prądów przypływu i odpływu. Ponieważ jednak jeden z tych
prądów jest zazwyczaj znacznie słabszy, a ponadto są one często, usy
tuowane w różnych miejscach, nieraz odległych od siebie o wiele kilo
metrów, w wielu przypadkach występuje tylko jedno maksimum, zaś
drugi kierunek reprezentowany jest jedynie przez bardzo nieliczne po
miary. Stąd też obecność nawet pojedynczych zestawów warstwowanych
przekątnie w kierunku przeciwnym w stosunku do dominującego jest
ważkim argumentem przemawiającym za środowiskiem prądów pływo
wych.
Inną ważną cechą rozpoznawczą omawianych osadów są rozległe,
płytko wcięte powierzchnie erozyjne (ryc. 12-92). Na powierzchniach
tych często znajdują się skupiska muszli, zaś w osadzie podścielającym
środowiska m o r s k i e 497
dość pospolite są struktury bioturbacyjne. Z cech negatywnych warto
wymienić brak głębokich kanałów erozyjnych, które licznie Występują
w strefie litoralnej i bezpośrednio poniżej linii odpływu.
Rycina 12-92. T y p y powierzch
ni erozyjnych w osadach prą
dów pływowych (na podstawie:
H. D. Johnson 1978)
1 — powierzchnia nieregularna lub
falista, relief do 1 m, 2 — płytki ka-
nał erozyjny, relief do 1m, 3 - roz
legła powierzchnia erozyjna, relief do
20 cm, wyścielona warstwą gruboziar
nistego plasku lub żwirku o grubości
jednego ziarna
Pod względem granulometrycznym osady te składają się g ł ó w n i e ze
średnio- do gruboziarnistego piasku z podrzędnymi wkładkami żwirów
i mułów.
Osady burzowe reprezentowane są zazwyczaj przez dobrze wysor-
towane drobno- i średnioziarniste piaski przeławicone mułami. Grubość
w a p t w piasków i mułów wynosi przeważnie około 20—30 cm, docho
dząc maksymalnie do 2 m.
Warstwy piasków są często uziarnione frakcjonalnie. Mają one ostre,
erozyjne powierzchnie spągowe, niekiedy podkreślone zlepieńcem ero
zyjnym, brukiem otoczakowym lub warstewką pokruszonego materiału
muszlowego. Mogą też występować na nich delikatne hieroglify narzę
dziowe, prądowe, pogrązy oraz płytkie kanały, których głębokość nie
przekracza na ogół 50 cm. Powierzchnie stropowe nie wykazują śladów
erozji. Są one gradacyjne, ze stopniowym przejściem w nadległy osad
drobnoziarnisty, lub ostre. Ostre powierzchnie mogą być płaskie lub po
kryte riplemarkami falowymi. Na wewnętrzną strukturę warstw piasków
składa się laminacja pozioma, która ku górze przechodzi w niskokątową
(5—8
0
) laminację przekątną. Niekiedy stropowa część warstwy jest za-
burzona przez bioturbacje, które zacierają granicę między osadem piasz
czystym i mułowcowym.
Osady sztormowe mają wiele cech wspólnych z utworami prądów
zawiesinowych, bowiem jedne i drugie powstają w wyniku działalności
zanikających prądów. W przypadku osadów sztormowych są to denne
prądy wywołane spiętrzeniem wód powierzchniowych przez intensywne
falowanie. Prądy te transportują materiał uniesiony z dna przez głęboko
sięgające fale. Uważa się, że każda warstwa odpowiada przebiegowi zja
wisk podczas jednego okresu burzowego. Okres ten można podzielić na
trzy etapy: erozji, akumulacji i posztormowego przerabiania materiału.
W etapie erozji, który trwa do momentu największego nasilenia sztormu,
zostaje usunięta część osadu zalegającego dno. Na wytworzonej po-
wierzchni erozyjnej pozostaje tylko najgrubszy materiał tworzący bruki
32 Zarys sedymentologii
1
498
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Rycina 12-93.
Pozycją warstwowania prze
kątnego kopułowego w sekwen
cji osadów wykazujących przej
ście od utworów nerytycznych
do lądowych (według: Hamblin
& Walker 1979, zmienione)
muszlowe lub otoczakowe. W miarę słabnięcia sztormu rozpoczyna się
sedymentacja. Unoszony w zawieszeniu piasek opada, tworząc osad la
minowy poziomo i często uziarniony frakcjonalnie. W trzecim, posztor-
mowym etapie falowy ruch w o d y powoduje powstawanie riplemarków
na świeżo złożonym osadzie, który jednocześnie może być zasiedlany
przez organizmy wytwarzające struktury bioturbacyjne.
W okresach międzysztormowych w spokojnych wodach gromadzą
się stosunkowo cienkie warstwy osadów mułowcowych, które przedzie
lają bardziej gruboziarniste warstwy utworów burzowych.
W ostatnich latach opisano z płytkomorskich osadów kopalnych specyficzny typ
warstwowania przekątnego, który — jak się wydaje — może być uznany za strukturę
diagnostyczną dla strefy położonej między normalną a burzową podstawą falowania
(Harms et al. 1975, Hamblin & Walker 1975, Bourgeois 1980) (ryc. 12-93). Ten typ okre
ślany jest w języku angielskim terminem hummocky cross-stratification; jako polską
nazwę proponujemy „kopułowe warstwowanie przekątne".
ŚRODOWISKA MORSKIE 499
Rycina 12-94. Warstwowanie przekątne kopułowe (według: Hamblin & Walker
1979, zmienione)
Geneza kopułowego warstwowania przekątnego nie została jeszcze wyjaśniona we
wszystkich szczegółach. Harms (1975b) przypisuje jego powstanie intensywnym ruchom
wody wywołanym przez silne sztormy, podczas których następuje obniżenie podstawy
falowania. Falowanie i związane z nim prądy sztormowe powodują erozję, której efek
tem jest pagórkowata rzeźba dna. Jednocześnie znaczne ilości materiału zostają unie
sione w postaci zawiesiny. W miarę słabnięcia sztormu, materiał ten opada pokrywając
wzniesienia i obniżenia laminowanym osadem. Laminy układają się równolegle do po
wierzchni podłoża tworząc omawiany typ warstwowania przekątnego.
Poza zasięgiem silnych prądów i falowania mogą powstawać stosun
kowo grube pakiety osadów mułowych.
Kopalne osady silikoklastyczne strefy sublitoralnej występują dość
pospolicie. Dawniej środowisko ich sedymentacji interpretowane było
głównie na podstawie charakteru fauny i jej pozycji w stosunku do osa
dów lądowych i głębokomorskich; ostatnio rekonstrukcje paleogeógra-
ficzne są bardziej szczegółowe i w dużym stopniu opierają się również
na cechach sedymentacyjnych.
32*
Warstwowanie tego typu występuje w ławicach drobnoziarnistych piaskowców,
przeławiconych pyłowcami lub mułowcami. Warstwy mułowca zwykle zawierają liczne
struktury bioturbacyjne. Spąg ławic piaskowcowych jest ostry, płaski lub lekko falisty,
często ze śladami erozji niżejległego osadu. Równie ostre są powierzchnie stropowe,
zdarzają się jednak, że bywają one silnie zaburzone przez bioturbacje. Występujące
w tych ławicach warstwowanie przekątne składa się z zestawów lamin tworzących nie
wielkie kopuły. Na szczytach kopuł zestawy i tworzące je laminy są cienkie, ich gru
bość wzrasta stopniowo w obniżeniach oddzielających wzniesienia wskutek czego ku
stropowi zestawu maleje i tak już generalnie niewielki kąt nachylenia lamin. W prze
kroju pionowym — niezależnie od jego orientacji — wiązki lamin mają przebieg falisty
i przechodzą przez kilka sąsiadujących ze sobą kopuł i obniżeń (ryc. 12-94). Amplituda
owych fal jest zwykle rzędu 10—12 cm, a rozstęp między kopułami wynosi 1—5 m.
W obrębie ławicy obserwuje się niewielkie niezgodności kątowe między poszczególny
mi zestawami lamin.
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
\
Między innymi Anderton (1976) podaje przykład kopalnych osadów
deponowanych na szelfie z silnie działającymi pływami. Są to utwory
prekambru w południowej Szkocji, głównie piaskowce kwarcytowe,
z podrzędnymi wkładkami mułowców. Naprżemianległe osady piaszczy-
sto-mułowe z licznymi strukturami związanymi z falowaniem zostały
opisane przez de Raafa i in. (1976) z dolnego karbonu południowej Orlan-
dii, a płytkomorskie osady z typowymi strukturami sztormowymi wraz
z ich przejściem do osadów lądowych — w zachodnie) Kanadzie, w pra
cach Hamblin & Walker (1979) i Leckie & Walker (1982). W Polsce intere
sujący przykład stanowią górnokredowe osady niecki śródsudeckiej za
wierające m.in. wielkoskalowe warstwowanie skośne.
M
m-m
Rycina 12-95.
Przykład interpretacji profilu
płytkomorskich osadów kla
stycznych
Facja A — osady sztormowe przedzie
lone warstwami mulów osadzonych z
zawiesiny podczas .' okresów niskiej
energii wód: 1 — uziarniona irakcjo-
nalnie ławica piasku rozpoczynająca
się brukiem, otoczakowym.—lub war
stewką pokruszonego materiału musz-
lowegof /
lctó»
fety' na powierzchni
erozyjnej, gradacyjne przejecie w nad-
legły osad mułowyi 8 — warstewka
drobnoziarnistego piasku z licznymi
riplemarkami falowymi powstałymi w
okresie poBztormowymi 3 — uziarnio
na. frakcjonalnłe ławica piaskowca;
w stropie riplemarki falowe i prądo
we utworzone przez prądy sztormowe)
ostra górna powierzchnia, 4 — ławica
prądowa wypełniająca płytki kanał
erozyjny; w stropią przerobiona przez
organizmy żyjące w osadzie; 5 — ka
nał utworzony przez prąd sztormowy
wypełniony przez piaskowiec z licz
nymi riplemarkami prądowymi 1 falo
wymi. Facja B — osady prądów pły
wowych, . gruboławicowe piaskowce
'warstwowane przekątnie w dużej ska-
lii przeciwstawne kierunki transportu*
duża miąższość kompleksu pozwala go
interpretować jako wycinek fali pias
kowej
Przykład interpretacji płytkomorskich osadów silikoklastycznych
przedstawia rycina 12-95.
Środowiska płytkowodnej sedymentacji węglanowej
Rozwój i przewaga osadów węglanowych w niektórych obszarach nasze
go globu wiąże się bezpośrednio z dwoma czynnikami. Są nimi:
ŚRODOWISKA MORSKIE
— obfitość bentosu będącego głównym dostarczycielem materiału
węglanowego;
— brak dopływu materiału klastycznego (krzemionkowego), którego
obfitość wywołuje mętnienie wód, zmniejszenie przepuszczalności świa
tła oraz powoduje abrazję miękkich cząstek wapiennych.
Największe nasilenie produktywności organicznej obserwuje się
współcześnie w niskich szerokościach geograficznych, w obszarach sub
tropikalnych i w pasie tropikalnym. Znacznemu nagromadzeniu materia
łu węglanowego sprzyja odpowiednia subsydencja obszaru depozycji
przy równoczesnym utrzymaniu warunków płytkowodnych, najbardziej
korzystnych dla rozwoju bentosu.
Sedymentacja osadów węglanowych zachodzi współcześnie na ob
szarach dwu typów: na platformie szelfowej połączonej z kontynentem
oraz na platformie izolowanej, wznoszącej się z głębi oceanicznych. Przy
kładem pierwszej z nich są wybrzeża południowej Florydy oraz połud
niowe i południowo-zachodnie wybrzeża Zatoki Perskiej. Przykładem
drugiej jest platforma Bahamów.
Wielka Ławica Bahamska
Najlepiej i najdokładniej rozpoznano platformę węglanową wysp Bahama
(ryc. 12-96). Stwierdzono na niej płytkowodne utwory wapienne o miąż
szości około 4500 m. Subsydencja platformy, połączona z sedymentacją
węglanową, trwa na tym obszarze co najmniej od kredy.
Platforma bahamska, oddzielona od wybrzeży Florydy przesmykiem
florydzkim, wznosi się z głębi oceanicznych, osiągających w przybliże
niu 850 m w części zachodniej i około 3500 m na wschodzie. Długość
platformy wzdłuż kierunku północ—południe wynosi około 700 km, jej
szerokość na linii wschód—zachód — około 300 km. Obszar platformy
przecinają trzy kanały: Providence Channel, Tongue of the Ocean
i Exuma Sound, których głębokość w częściach osiowych osiąga odpo
wiednio: 600—3500 m, 1300—2500 m i 1600—2000 m (Bathurst 1971).
Największa wyspa Bahamów, Andros, przechodzi ku północy, zacho
dowi i południowi w rozległy szelf, zwany Wielką Ławicą Bahamska
(Great Bahama Bank). Na jej obszarze głębokość morza nie przekracza
10 m, przeważnie jednak jest mniejsza. Na zewnątrz krawędzi Wielkiej
Ławicy Bahamskiej następuje nagłe załamanie szelfu i gwałtowny wzrost
głębokości od około 10 do 200 m na dystansie 2 km. Stok szelfowy osią
ga miejscami nachylenie 45°.
Wielka Ławica Bahamska jest zbudowana z wapieni i dolomitów
kredy, trzeciorzędu i plejstocenu, na których leży pokrywa luźnych osa
dów współczesnych o miąższości 3—3,5 m. Pokrywa ta jest nieciągła,
miejscami scementowane utwory plejstoceńskie wychodzą na powierzch
nię tworząc drobne wysepki lub podwodne skałki, zwłaszcza wzdłuż kra-
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
wędzi Ławicy. Ich obecność w znacznej mierze ogranicza wymianę płyt
kich wód platformy z wodami otaczających głębin, co prowadzi do wy
tworzenia specyficznego, spokojnego środowiska morskiego.
U wschodnich wybrzeży wyspy Andros ciągnie się wąski, przery
wany pas skałek i raf, zamykający przylegającą do niej lagunę.
Ruch wody, odgrywający doniosłą rolę w dostarczaniu pożywienia
organizmom zasiedlającym dno płycizn bahamskich, wywołany jest głów
nie prądami pływowymi. Ich prędkości na obszarach otwartych nie prze
kraczają 25 cm/s, w kanałach pływowych dochodzą do 100 cm/s. Kie
runki prądów są modyfikowane przez dominujące w okresie letnim wia
try wschodnie i południowo-wschodnie, w zimie zaś — przez wiatry pół
nocno-wschodnie i okresowo północno-zachodnie.
Różnica między poziomem morza w czasie przypływu i odpływu na
obszarze Wielkiej Ławicy Bahamskiej jest nieznaczna. Wysokie spiętrze
nie wód i pojawienie się szybkich prądów wiąże się wyłącznie z huraga
nami.
Zasolenie zmienia się nieco w ciągu roku. Izarytmy słoności, z grub
sza równoległe do zachodnich wybrzeży wyspy Andros, wykazują wy
raźne, koncentryczne ułożenie wokół Williams Island, gdzie notuje się
najwyższą wartość 4,6% (maj 1955). W kierunku przesmyku Florydy za
solenie spada do około 3,7% (Cloud 1962).
Średnia temperatura wód powierzchniowych na obszarze Wielkiej
Ławicy Bahamskiej mieści się w granicach 22—31°C dla najchłodniej
szych i najcieplejszych miesięcy roku.
Tabela 12-3. Zależności między rodzajem dna a zespołami fauny bentonicznej na
obszarze Wielkiej Ławicy Bahamskiej
Wedhig: Newell et al. 1959
Szczegółowe badania przeprowadzone na tym obszarze (Newell et
al.
1959, Purdy 1963) dostarczyły wielu informacji dotyczących zespołów
fauny i flory, charakteru środowisk i rozmieszczenia litofacji. Zaobser
wowano wyraźną zależność między zespołami organizmów zasiedlają-
ŚRODOWISKA MORSKIE 503
cych dno a rodzajem podłoża i ruchliwością ośrodka wodnego. Związek
ten ilustruje tabela 12-3.
Wysepki, rafy i płycizny, ciągnące się wzdłuż krawędzi Wielkiej
Ławicy Bahamskiej przejmując na siebie najsilniejsze uderzenia fal wy
gaszają je i ograniczają prędkość prądów pływowych. W związku z tym
wewnętrzna część Wielkiej Ławicy, tworząca tzw. lagunę szelfową, od
znacza się bardzo spokojnym środowiskiem sedymentacyjnym. To stop
niowe zanikanie turbulencji w połączeniu z rodzajem podłoża i zespołami
zasiedlających je organizmów znajduje odzwierciedlenie w wyróżnio
nych (Purdy 1963) litofacjach (tab. 12-4). Są to:
— litofacja koralowo-gloriowa (obejmująca również rafy);
— litofacja oolitowa, rozdzielona na:
— subfację oolitowa właściwą,
— subfację oolitowa mieszaną;
— litofacja grudkowa (grapestone);
— litofacja mułowa;
— litofacja mułowo-peloidowa (pellet-mud).
Tabela 12-4. Zależność między energią środowiska, rodzajem dna i litofacją
Wedhig: Newell et al. 1959, Purdy 1963b i Bathurst 1971
Występowanie litofacji koralowo-glonowej jest zawężone do ze-
wnętrznej krawędzi Wielkiej Ławicy Bahamskiej, a głównie do jej części
wschodniej, północnej i w mniejszym stopniu północno-zachodniej (ryc.
12-96). W składzie osadów dominującą rolę odgrywają pokruszone ele
menty szkieletowe korali, glonów wapiennych i mięczaków, ponadto wy
stępują otwornice, peloidy i ooidy. Materiał ten jest reprezentowany
przez frakcje piaszczyste. Stwierdzono także obecność mułów węglano
wych w ilości około 10,8% wag., co w ruchliwym środowisku jest zja
wiskiem dość zastanawiającym. Przypuszcza się, że muł powstaje w wy
niku abrazji mechanicznej materiału grubszych frakcji.
Litofacji koralowo-glonowej towarzyszą rafy rozmieszczone głównie
po wschodniej, podwietrznej stronie Wielkiej Ławicy Bahamskiej, gdzie
wraz z plejstoceńskimi skałkami tworzą wąską, poprzecinaną kanałami
504 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
barierę. Bariera ta zamyka płytką lagunę, ciągnącą się równolegle do
wschodnich wybrzeży wyspy Andros. Na pozostałym obszarze Wielkiej
Ławicy Bahamskiej rafy, przeważnie w postaci gniazdowych wystąpień
(ang. patch reef), notowane są rzadko.
Litofacja oolitowa została podzielona na dwie subfację: oolitowa
właściwą i oolitowa mieszaną, różniące się między sobą w dość istotny
sposób. Pierwsza z nich jest związana wyłącznie z płyciznami, ciągną
cymi się wzdłuż zachodniej krawędzi Wielkiej Ławicy Bahamskiej ( r y c .
12-96) i sąsiadującymi z głębokimi wodami przesmyku Florydy. Dla ob
szaru tego charakterystyczne są silne prądy pływowe, osiągające pręd
kości rzędu 150 cm/s, w związku z czym piaski oolitowe znajdują się
w niemal bezustannym ruchu. Tworzą one formy o charakterze megari-
plemarków i są z reguły pozbawione fauny i flory, poza. szybko zagrze-
bującym się w podłożu małżem Tivela abaconis. Strefę płycizn uważa
Rycina 12-96.
Rozmieszczenie litofacji węgla
nowych na obszarze Wielkiej
Ławicy Bahamskiej (zestawione
przez Bathursta 1971)
1 — skały węglanowe plejstocenu, li-
tofacje: 2 — mułowa, 3 mułowo—
-peloidowa, 4 — oolitowa właściwa,
5 peloidowa (grudkowa), 6 — ooli
towa mieszana, 7 — koralowo-glono-
wa, 8 — rafy
się za obszar macierzysty dla ooidów, ze względu na silną turbulencję,
która obok nasycenia wód węglanem wapnia umożliwia ich pełny roz
wój. Według Newella et al. (1960) optymalne warunki dla akrecji oolito-
wej panują na głębokości 1,8 m poniżej poziomu odpływu.
Osady subfacji oolitowej właściwej składają się w przewadze
z ooidów (średnio 92,6%), którym towarzyszą nieliczne elementy szkie-
letowe i peloidy (Purdy 1963).
ŚRODOWISKA MORSKIE
Subfacja oolitowa mieszana pokrywa obszary obrzeżające central-
ną część laguny szelfowej, przechodząc stopniowo w fację grudkową
(ryc. 12-96, 12-97). W osadzie złożonym głównie z frakcji piaszczystych
dominują ooidy (średnio 60,l%), jednak poważną domieszkę tworzą pe-
loidy (średnio 21,7%), zwłaszcza grudki groniaste oraz elementy szkiele
towe (średnio lO,5%). Środowisko sedymentacyjne omawianej subfacji
jest, w porównaniu z poprzednim, znacznie spokojniejsze, z lokalnie tyl
ko rozwiniętymi megariplemarkami (Newell et al. 1959), Bliższe obser
wacje wykazują, że jedynie szczyty riplemarków zbudowane są z mate
riału luźnego, natomiast większość powierzchni dna pokrywa cienka
mata organiczna (Bathurst 1967), która uniemożliwia prądom pływowym,
wprawianie ziara w ruch. W środowisku tym nie zachodzi zjawisko akre-
cji oolitowej. Ooidy zostały przypuszczalnie doprowadzone prądami z są
siednich płycizn, będących dla nich obszarem macierzystym, bądź też
reprezentują osad reliktowy, znacznie starszy od towarzyszących im pe-
loidów.
Rycina 12-97._
Przekrój przez platformę ba
hamska (według: Blatt ef al.
1980, nieco zmienione)
1 — plejostoceńskie skały węglanowe,
litofacje: 2 — oolitowa, 3 — mułowa,
4 — mułowo-peloidowa, 5 — koralo-
wo-glonowa, 6 — rafy
Litofacja grudkowa. Jej występowanie jest związane z północną i po
łudniową częścią Wielkiej Ławicy Bahamskiej,
g d z i e
stwierdzono wa
runki bardzo zbliżone do panujących w subfacji oolitowej mieszanej.
Piaski wapienne powleczone są matą organiczną, która je unieruchamia
i zapobiega tworzeniu się riplemarków. Stwierdzono, że po jej usunięciu
powierzchnia piasków w ciągu krótkiego czasu pokrywa się riplemarka
mi (Bathurst 1967). Świadczy to o dość znacznej ruchliwości środowiska,
co wszakże nie znajduje odzwierciedlenia w osadzie, oraz o roli maty
jako czynnika stabilizującego luźny materiał. Jest to jednocześnie wska
zówka, którą należy mieć na uwadze przy interpretacji środowisk kopal
nych. Innym, równie ważnym czynikiem unieruchamiającym luźny osad
są trawy morskie (Thalassia), tworzące miejscami gęste łąki podwodne.
Świat organiczny w omawianym środowisku jest bogaty. Występują tu
liczne ślimaki, małże, jeżowce, kraby, glony wapienne, a nawet niektóre
gatunki korali, nie wymagające skalistego podłoża.
W osadzie litofacji grudkowej najliczniej są reprezentowane peloi-
dy, wśród których przeważają grudki groniaste (średnio 32%). Materiał
szkieletowy nie jest zbyt obfity (średnio 12,7%), ooidy pojawiają się
506 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
znacznie rzadziej niż w obrębie subfacji oolitowej mieszanej (średnio
14,9%). Średnia zawartość mułu osiąga 4,5% wagowo.
Litofacja mułowa i mułowo-peloidowa są ograniczone do centralnej
części Wielkiej Ławicy Bahamskiej (ryc. 12-96), osłoniętej od wpływu
wiatrów i pozbawionej silnych prądów pływowych. Dno laguny szelfo-
wej zasłane jest mułem aragonitowym, zawierającym zmienne ilości pe-
loidów, prawie wyłącznie typu fekalnego, które w obrębie litofacji mu-
łowo-peloidowej osiągają średnio 32,6%. Muły z niewielką ilością peloi-
dów koncentrują się wzdłuż zachodnich wybrzeży wyspy Andros i wo
kół Williams Island, po czym ku zachodowi przechodzą w muły z peloi-
dami i ponownie w fację względnie czystych mułów (ryc. 12-96, 12-97).
W obszarze tym fauna jest reprezentowana przez nieliczne gatunki mię
czaków, jeżowców, gąbek, jeden gatunek korala zasiedlającego luźny
osad oraz osłonice (Didemnum candidum), skorupiaki, otwornice i wie-
loszczety. Spośród roślin należy wymienić glony wapienne (m.in. Halime-
da, Penicillus, Acetabularia)
oraz trawy: Thalassia i Syringodium; te
ostatnie tworzą zazwyczaj rozproszone kępy i zarośla.
W próbkach osadu litofacji mułowo-peloidowej zawartość frakcji
pyłowej i pelitycznej wynosi średnio 42,8% wag.; frakcja piaszczysta re
prezentowana przez peloidy (grudki kałowe) osiąga maksymalnie prawie
50% (średnio 32,6%). Ilość materiału szkieletowego nie przekracza śred
nio 10,8%. Grudki są przypuszczalnie produktem wieloszczetów (Cloud
1962), żerujących w miękkim osadzie mułowym.
W litofacji mułowej frakcje najdrobniejsze (pyłowa i pelityczna)
osiągają średnio 61,7% wagowo, notowano jednak wartości dochodzące
maksymalnie do 92,3%. Zawartość elementów szkieletowych wynosi
średnio 16,8% a peloidów typu fekalnego — 12,5% (Purdy 1963).
Osady tej facji są pokryte rozwijającą się lokalnie matą organiczną.
W obszarach zajętych przez litofację mułową nie obserwuje się transpor
tu materiału po dnie ani tworzenia się riplemarków. Omawiane utwory
nie wykazują pierwotnej laminacji, natomiast widoczne są struktury bio-
geniczne w postaci tuneli i kanałów żerowiskowych.
Oprócz wymienionych wyżej osadów typowych dla płytkiego i spo
kojnego zbiornika szelfowego pokrywającego platformę węglanową, z Ba
hamów znane są również utwory strefy pływów, rozwinięte u zachod
nich wybrzeży wyspy Andros (Shinn et al. 1969). Strefa pływów w po
staci płaskiej i niskiej równi biegnie równolegle do zachodnich wybrzeży
wyspy. Jej szerokość dochodzi miejscami do 16 km, a długość przekra
cza 120 km. W strefie tej można wyróżnić pas zewnętrzny, pocięty ka
nałami pływowymi i zalewany wodą w czasie normalnego przypływu,
a odsłaniany w czasie normalnego odpływu, oraz pas wewnętrzny, bag
nisty, zalewany jedynie w czasie pływów syzygialnych, bądź podczas
okresów sztormowych. Pas zewnętrzny jest właściwą strefą międzypły-
wową, pas wewnętrzny — to strefa ponadpływowa. W strefie międzypły-
ŚRODOWISKA MORSKIE 507
wowej rozwinięty jest system kanałów głównych, rozwidlających się
w kierunku lądu w sieć drugo- i trzeciorzędnych drobnych kanałów, prze
ważnie osuszanych w czasie odpływu. Ponadto na obszarze równi wy
stępują płytkie stawy i zagłębienia (ang. pond), które podobnie jak ka
nały główne — są wypełnione wodą morską nawet w czasie odpływu.
Osady kanałów pływowych są bardzo zróżnicowane. Można tu spot
kać zarówno bardzo drobnoziarniste muły, jak i muszlowce, intraklasty
zbudowane z na wpół skonsolidowanego mułu i peloidy. Powierzchnie
form akumulacyjnych w dnach kanałów są pokryte riplemarkami.
W stawach i drobnych zbiornikach wodnych tworzą się głównie
miękkie, jednorodne muły węglanowe, pozbawione laminacji wskutek
intensywnej działalności organizmów mułożernych. Wśród fauny domi
nują ślimaki (Batillaria) i otwornice (Peneroplis proteus).
Pozostała część równi międzypływowej (poza kanałami i płytkimi
zbiornikami wodnymi) pokryta jest osadami złożonymi głównie z drob
nych peloidów typu fekalnego z domieszką szczątków otwornic. Utwory
te nie wykazują laminacji, liczne są natomiast ślady korzeni namorzyn
i kanały żerowiskowe. Miejscami rozwijają się maty sinicowe, lecz struk
tury laminowane zachowują się rzadko.
Strefa ponadpływowa obejmuje zasadniczo wewnętrzny pas bagien,
lecz z punktu widzenia morfologii zaliczane są do niej również wały pla
żowe (ang. beach ridge) oraz wały brzegowe (ang. levee), leżące w obrę
bie strefy międzypływowej, lecz nie zalewane w czasie normalnych pły
wów.
Wały plażowe ciągną się wzdłuż zachodnich wybrzeży Andros od
graniczając strefę sublitoralną (niżejpływową) od strefy międzypływo
wej. Są one zbudowane z frakcjonalnie uziarnionego piasku wapiennego
laminowanego przekątnie i poziomo, w skład którego wchodzi materiał
biokłastyczny, peloidy i czasami mułowe intraklasty. Laminy są zazwy
czaj nieciągłe, a między nimi pojawiają się poziome lub sferyczne próż
nie typu struktur oczkowych (ang. birdseye).
W a ł y brzegowe towarzyszą kanałom pływowym. Składają się one
głównie z laminowanego piasku peloidalnego uziarnionego frakcjonal
nie.
Osady strefy bagien zajmują szeroki pas wewnętrzny w obrębie rów
ni pływowej. Są to głównie muły z peloidami oraz znaczną ilością materii
organicznej. Struktury sedymentacyjne w postaci naprzemianległych jas
nych i ciemnobrunatnych lamin są częste i dobrze zachowane. Ciemno
brunatne, bogate w materię organiczną laminy są wynikiem intensywne
go rozwoju mat sinicowych. Laminy jasne, tworzące się w czasie wyjąt
kowo wysokich (np. burzowych) pływów z materiału mułowego dopro
wadzonego z morza, stosunkowo łatwo wysychają, twardnieją i pękają
na poligonalne fragmenty. W utworach tych stwierdzono obecność wczes-
nodiagenetycznego dolomitu (Shinn et al. 1965).
508 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Zatoka Perska
Zatoka Perska łącząca się poprzez cieśninę Hormuz z Oceanem Indyj
skim, mierzy około 1000 km długości i 200—300 km szerokości. Jej średnia
głębokość wynosi około 35 m. Leży ona na kontynentalnym szelfie, któ
rego krawędź i skłon znajdują się w Zatoce Omańskiej. Osiową częścią
Zatoki Perskiej biegnie granica między stabilnym skłonem tarczy arab
skiej a tektonicznie mobilną, irańską strefą fałdową (góry Zagros).
Południowe, arabskie wybrzeża Zatoki Perskiej odznaczają się obec
nością niskich, płaskich równi zwanych sebha, osiągających niekiedy
10 km szerokości.
Północne, irańskie wybrzeża zatoki są przeważnie skaliste. Wzdłuż
nich ciągnie się wąski pas przybrzeżnych równi poprzecinanych koryta
mi rzek, spływających ze znajdującego się na zapleczu Zagrosu.
Obszar Zatoki Perskiej odznacza się suchym, kontynentalnym, sub
tropikalnym klimatem. Charakterystyczne dlań są silne wiatry północ
no-zachodnie i północne, osiągające 7—10° w skali Beauforta. Średni
opad roczny na wybrzeżu arabskim jest niższy od 5 cm. Latem tempe
ratura powietrza osiąga nierzadko 45—50°C, w zimie może spaść do
0°C. Efektem silnych wiatrów, wysokiej temperatury i rzadkich opadów
jest intensywne parowanie wód zatoki i wysokie zasolenie, zwłaszcza
w obszarach przybrzeżnych, co z kolei prowadzi do powstawania mine
rałów ewaporatowych w supralitoralnych osadach sebha.
Ubytek wód zatoki wskutek ewaporacji nie jest kompensowany do
pływem wód rzecznych ani opadami. W rezultacie rozwija się powierzch
niowy prąd wyrównawczy, doprowadzający do zatoki świeżą wodę ocea
niczną. Z kolei ciężkie, słone wody powierzchniowe opadając na dno,
podnoszą zasolenie wód dennych. W związku z tym w zatoce tworzy się
prąd denny wód zasolonych, skierowany w stronę oceanu.
Prądy pływowe w Zatoce Perskiej osiągają prędkość około 50 cm/s;
płyną one na głębokości 0—4 m ponad dnem. Różnica poziomów waha
się od około 1,5 m w obszarze przybrzeżnych barier do poniżej 1 m w ob
rębie lagun.
Fale i prądy wywołane wiatrem są najważniejszym mechanizmem
transportu materiału w płytkiej, arabskiej części basenu. Podstawa falo
wania osiąga tu co najmniej 20 m. gdyż w osadach na tej głębokości do
minują piaski bioklastyczne i oolitow
T
e charakterystyczne dla środowiska
o wysokiej energii.
Większa część Zatoki Perskiej może być uważana za basen częścio
wo zamknięty z uwagi na ograniczoną wymianę wód z Oceanem Indyj
skim poprzez wąską cieśninę Hormuz. W centralnej części zatoki zaso
lenie wód powierzchniowych wynosi średnio 3,7 do 4,0°/o, natomiast
w płytkich obszarach południowego wybrzeża wzrasta ono do 5,0%,
a w lagunach i zatokach przekracza nawet 7,0% (Purser & Seibold 1973).
ŚRODOWISKA MORSKIE 509
Świat organiczny Zatoki Perskiej jest dość bogaty i różnorodny.
W mułach zaścielających centralną część basenu spotyka się kokkolity
i pteropody, natomiast otwornice planktoniczne ograniczone są do obsza-
ru cieśniny Hormuz.
Na rozwój i występowanie bentosu duży wpływ wywiera rodzaj
podłoża (Hughes Ciarkę & Keij 1973). Na podłożu skalistym rozwijają
się korale, którym towarzyszą krasnorosty, małże, ślimaki, jeżowce 4 gąb
ki. Na dnie mulisto-piaszczystym przeważa infauna, głównie ślimaki, mał
że i jeżowce, ponadto są licznie reprezentowane otwornice bentoniczne
i małżoraczki. Do wszechobecnych organizmów należą sinice, lecz naj
większą rolę odgrywają one w obszarach równi pływowych i w strefie
supralitoralnej.
Rycina 12-98. Rozmieszczenie głównych typów osadów w południowe} części Za
toki Perskiej (według: Wagner & Togt 1973, zmienione)
1 — piaski, 2 — piaski z mułem, 3 — muły, 4 — osady strefy nadpływowe], 5 — wysady solne
W południowej części Zatoki Perskiej wyróżniono trzy zasadnicze
typy osadów (Wagner & van der Togt 1973) (ryc. 12-98):
510
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
— osady mułowe;
— osady piaszczysto-mułowe;
— osady piaszczyste.
W skład mułów, oprócz bardzo drobnych frakcji węglanowych, za
wierających m.in. kokkolity, wchodzą peloidy, pokruszone lub zachowa
ne w całości muszle małżów i otwornice. Domieszka substancji ilastych,
doprowadzanych od strony wybrzeża irańskiego, dochodzi niekiedy do
20%. Utwory te zajmują najgłębszą, centralną część basenu. W miarę
przesuwania się w kierunku południowych, arabskich wybrzeży i spłyca
nia zbiornika następuje wyraźny wzrost ilości grubszych frakcji w wę
glanowych osadach mułowych, które przechodzą stopniowo w utwory
piaszczysto-mułowe ze zmienną zawartością (10—50%) frakcji najdrob
niejszych.
Węglanowe utwory piaszczysto-mułowe pokrywają dno na głębo
kości około 40—20 m. W środowisku tym o względnie niskiej energii
frakcję piaszczystą reprezentują głównie szczątki małżów, którym towa
rzyszą pancerzyki otwornic i płytki jeżowców oraz grudki fekalne.
W nieco płytszych (między 10 a 20 m) obszarach otwartej części
zbiornika, w środowisku o umiarkowanej energii, dno pokrywają piaski
wapienne. Falowanie jest w stanie usunąć drobny materiał mułowy, ale
na ogół nie powoduje przemieszczenia ziarn piasku. Sedymentacja jest
więc wyraźnie zwolniona, wskutek czego istnieją dogodne warunki do
tworzenia się bryłek cementacyjnych. One to wraz ze szczątkami małżów
stanowią dominujący składnik osadu. Ponadto występują ślimaki, otwor
nice i elementy szkieletowe jeżowców.
Środowiska sedymentacyjne południowej, przybrzeżnej części base
nu są silnie zróżnicowane, co uwidacznia się w charakterze osadów.
W obszarach wystawionych na działalność silnych wiatrów tworzą
się osady środowisk o wysokiej energii. Należą tu głównie piaski zło
żone z pokruszonych skorup małżów, które są lokalnie zastępowane przez
piaski oolitowe, tworzące tzw. delty pływowe u ujść kanałów pływo
wych i przesmyków w obrębie barier (Loreau & Purser 1973). W są
siedztwie raf koralowo-glonowych dominują piaski złożone z pokruszo
nych szkieletów organizmów rafotwórczych.
W zatokach i lagunach osłoniętych od wiatru i częściowo zamknię
tych barierami i mierzejami panują spokojne warunki sedymentacji.
Wśród osadów przeważają muły węglanowe i piaski z mułem, w których
głównymi elementami ziarnowymi są muszle ślimaków, pancerze otwor
nic i grudki fekalne. W przypadku zbiorników odizolowanych od dopły
wu wód z zatoki dochodzi w nich do wytrącania gipsu.
Wzdłuż lagun i zatok ciągną się szerokie równie pływowe i suprali-
toralne (sebha), które są miejscami intensywnego rozwoju mat sinico-
wych (Kendall & Skipwith 1968), krystalizacji minerałów ewaporatowych
i dolomityzacji (Illing et al. 1965).
ŚRODOWISKA MORSKIE 511
Rafy
Na krawędzi platform węglanowych rozwijają się rafy koralowo-glono-
we, wytwarzające specyficzny rodzaj środowiska ekologicznego i wy
wierające duży wpływ na procesy sedymentacyjne.
Rafa jest strukturą podmorską, zdolną do przeciwstawienia się dzia
łalności fal i prądów", utworzoną w głównej mierze przez osiadłe orga
nizmy kolonijne (Lowenstam 1950). Do najważniejszych organizmów ra-
fotwórczych należą korale, glony wapienne i stułbiopławy. Budują one
sztywną, jakkolwiek porowatą, konstrukcję, w obrębie której gromadzi
się luźny materiał, pochodzący w znacznym stopniu z rozkruszaniem ele
mentów szkieletowych. Materiał ten wiążą i utrwalają porastające rafę
glony wapienne.
Najbujniejszy rozwój organizmów obserwuje się wzdłuż podwietrz-
nej krawędzi platform (np. Wielka Rafa Barierowa Australii, Reef Tract
Florydy, rafy Bahamów) w związku z dostarczaniem pożywienia od stro
ny otwartego morza. Ich wzrost ku górze jest ograniczony poziomem
morza, natomiast zasięg głębokościowy reguluje naświetlenie i przezro
czystość wód.
W środowisku rafowym wyróżnić można trzy obszary sedymenta
cyjne:
— obszar przedrafowy (ang. fore-reef), ciągnący się od krawędzi
rafy w kierunku otwartego morza;
— obszar grzbietu rafowego (ang. reef crest lub main reef structure),
obejmujący właściwą budowlę rafową;
— obszar zarafowy (ang. back-reef), rozprzestrzeniający się w kie
runku laguny i lądu.
W obszarze przedrafowym gromadzi się luźny materiał pochodzący
głównie z erozji rafy. Zależnie od energii prądów i falowania oraz kie
runku transportu materiał ten jest lepiej lub gorzej wysortowany.
Obszar grzbietu rafowego odznacza się wysoką energią środowiska.
Świat organiczny tej strefy jest bardzo bogaty i różnorodny. Organizmy
rafotwórcze i towarzyszące rozwijają się w warunkach płytkowodnych,
niekiedy, w czasie wyjątkowo silnych odpływów, ulegają nieznacznemu
wynurzeniu. Najbujniejszy rozwój korali notuje się w zewnętrznej części
obszaru rafowego; od strony lądu lub laguny następuje ich stopniowe
obumieranie i przysypywanie materiałem okruchowym, pochodzącym ze
zniszczenia żywych korali, który falami wyrzucany jest na rafę. Groma
dzi się on w wewnętrznej części obszaru rafowego, prowadząc do pow
stania równi piaszczystej, zasiedlonej skąpo przez niektóre gatunki ma
sywnych korali (np. Porites).
Obszar zarafowy obejmuje lagunę przylegającą do lądu lub zamknię
tą pierścieniem rafowym (atol), bądź też, jeśli rafa tworzy formę wstę
gową lub półkolistą — obszar płycizn zawietrznych (ang. back reef
apron),
stopniowo opadającą ku głębiom oceanicznym (Maxwell 1968).
512 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Laguny i płycizny zasiedlone są przez korale i glony tworzące. za
zwyczaj izolowane, gniazdowe formy rafowe (ang. patch reef). W o k ó ł
nich gromadzi się żwir i piasek wapienny, w skład którego wchodzą
fragmenty szkieletowe organizmów rafotwórczych i towarzyszących.
Niekiedy znaczny udział mają pancerzyki otwornic (piaski otwornicowe).
Najgłębsze i najspokojniejsze części laguny pokrywają muły węglanowe
(McKee et al. 1959).
Cechy morfologiczne i biologiczna strefowość raf składają się na
schematyczny model, do którego w większym lub mniejszym stopniu
można przyporządkować wszystkie typy budowli rafowych.
W strukturze rafy wyróżnia się następujące elementy morfologiczne
(ryc. 12-99):
— równia rafowa (ang. reef flat) tworząca najwyższą, szczytową
część konstrukcji; w jej obrębie wydzielić można dwie strefy: zewnętrz
ną, porośniętą glonami wapiennymi, noszącą nazwę wału glonowego
(ang. algal rim) oraz wewnętrzną, w której wyodrębniają się trzy pod
strefy:
— żywych korali,
— martwych korali,
— równia piaszczysta;
wał glonowy przyjmuje na siebie najsilniejsze uderzenia fal i osłabia ich
energię; w czasie odpływu wznosi się on zazwyczaj ponad poziom mo
rza;
— c z o ł o rafy (ang. reef front lub reef edge) jest zewnętrzną przy
morską krawędzią rafy opadającą stopniowo w kierunku głębi oceanicz
nych; krawędź ta charakteryzuje się obecnością licznych grzęd i bruzd
(ang. spur and groove), które tworzą system palćzastych form ułożonych
prostopadle do biegu konstrukcji rafowej; czoło rafy narażone fest na
działalność silnych prądów i fal; w jego zasiedleniu biorą udział gatunki,
przystosowane do ruchliwego środowiska;
— skłon rafy (ang. teef slope) opada ku głębiom oceanicznym pod
kątem osiągającym średnio 30°; spadki złagodzone są obecnymi na skło
nie tarasami, w obrębie których gromadzi się materiał okruchowy; fauna
koralowa tarasów jest uboga (Maxwell 1968).
ŚRODOWISKA MORSKIE 513
W każdej rafie zaznacza się biologiczna strefowość. W czole rafy
i podstrefie żywych korali dominują płytkowodne korale gałązkowate
z rodzaju Acropora. Masywne korale meandroidalne, jak np. Porites
i Favia, są ograniczone raczej do spokojnych warunków najbardziej we
wnętrznej części równi rafowej, chociaż, niektóre gatunki towarzyszą ko
ralom gałązkowatym. Heliopoia (Octocoiallia, Alcyonaria) osiedla się
w głębszych częściach czoła rafy i na jej skłonie.
Wśród glonów dużą rolę odgrywają krasnorosty, zwłaszcza Litho-
thamnium,
które są najpospolitszymi roślinami w obrębie wału glonowe
go, a mniej licznie reprezentowanymi w podstrefach żywych i martwych
korali. Halimeda (zielenice) rozwija się zarówno w obszarze równi rafo
wej, jak i na skłonie oraz na krawędzi rafy, a także w obszarach laguno
wych. Inne zielenice, jak Acetabularia i Penicillus, związane są raczej
z najbardziej wewnętrzną częścią równi rafowej (Maxwell 1968).
Oprócz korali i glonów w obrębie rafy żyją różne gatunki ślima
ków, małżów, szkarłupni, skorupiaków, wieloszczetów i otwornic. Są one
dostarczycielami materiału okruchowego.
Na przykładzie plejstoceńskich raf wyspy Barbados stwierdzono (Me-
solella et al. 1970), że rozwój struktury rafowej i towarzyszących jej fa
cji osadowych jest uzależniony od: szybkości wzrostu organizmów rafo-
twórczych, fluktuacji poziomu morza i tektoniki. Ta ostatnia ma znacze
nie tylko w przypadku istnienia ruchów podnoszących lub obniżających.
W przypadku raf Barbadosu dwa pierwsze czynniki odegrały znacznie
większą rolę. Ich kombinacje modyfikowały kierunki rozwoju struktur
rafowych lub rozwój ten hamowały. Wyróżniono przypadki, gdy:
— szybkość podnoszenia się poziomu morza była mniej więcej rów
na szybkości wzrostu organizmów rafotwórczych; następował wówczas
pionowy rozwój struktury rafowej;
— szybkość wzrostu organizmów rafotwórczych była większa od
szybkości ruchu eustatycznego, w rezultacie spłycenia rafa rozwijała się
w kierunku poziomym i przesuwała w kierunku morza;
— szybkość ruchu eustatycznego przekraczała szybkość wzrostu
organizmów rafowych; rozwój struktury ulegał wówczas zahamowaniu
lub definitywnie się kończył.
Ostatnio w literaturze anglojęzycznej lansuje się termin carbonate
bulidup
na określenie wszelkiego rodzaju ciał węglanowych o pozytyw
nym reliefie w stosunku do otacza jących osadów. Ten ściśle opisowy ter
min, któremu w języku polskim odpowiadałaby „budowla węglanowa",
obejmuje nie tylko rafy organiczne lecz również formy akumulacyjne
o charakterze mierzei, barier, ostróg, delt, kopców itp. Budowla węgla
nowa została zdefiniowana (Heckel 1974) jako twór węglanowy, który:
1) różni się swym charakterem od osadów równoważnych wiekowo oraz
otaczających i nadległych; 2) jest grubszy niż otaczające skały równo-
33 Zarys sedymentologii
514 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
wiekowe; 3) miał, przynajmniej w pewnym okresie rozwoju, pozytywny
topograficznie relief w stosunku do osadów otaczających.
Idea wprowadzenia ściśle opisowego terminu bez genetycznych im
plikacji miała na celu wyeliminowanie kontrowersji narosłych wokół
pojęć takich, jak: rafa, ławica (ang. bank), bioherma (kopułopodobna
struktura ściśle organicznego pochodzenia), biostroma (utwór wyraźnie
warstwowany, nie przechodzący w strukturę rafopodobną, składający się
głównie ze szczątków organicznych) itp. pojęć w różny sposób definio
wanych i niekonsekwentnie stosowanych. Problem ten zasygnalizował
już wcześniej Dunham (1970). czyniąc rozróżnienie między tzw. rafą eko
logiczną i rafą stratygraficzną. Według jego definicji rafa ekologiczna
odnosi się do sztywnej struktury topograficznej, odpornej na działanie
fal. będącej wynikiem aktywnego rozwoju organizmów i ich zdolności
do wiązania osadu. Natomiast pojęcie rafa stratygraficzna dotyczy miąż-
szej, ograniczonej przestrzennie masy skał węglanowych. W definicji ra
fy stratygraficznej zabrakło kryterium reliefu topograficznego, można za
tem do niej włączyć np. sukcesję utworów biostromalnych, których roz
przestrzenienie bywa zazwyczaj ograniczone, a które nie mieszczą się
ani w pojęciu rafy ekologicznej ani w pojęciu budowli węglanowej. W y
nika z tego, że nie wszystkie rafy stratygraficzne są budowlami węgla
nowymi.
Redefinicja rafy zaproponowana przez Heckla (1974) brzmi następu
jąco: rafa jest budowlą węglanową, która: 1) wykazuje cechy świadczą
ce o jej potencjalnej odporności na działanie fal lub cechy wskazujące
na wzrost w burzliwym środowisku, sugerujące taką odporność; 2) wy
wiera znaczny wpływ na otaczające środowisko.
W historii Ziemi, poczynając od prekambru a kończąc na czasach
współczesnych, można znaleźć liczne przykłady budowli węglanowych
w tym również raf organicznych w ścisłym tego słowa znaczeniu. W pre
kambrze i kambrze rozpowszechniły się budowle stromatolitowe, w sy-
lurze i dewonie — stromatoporowo-koralowe (Manten 1971, Krebs 1974,
Szulczewski 1971), podczas gdy w triasie alpejskim — koralowo-gąbko-
wo-glonowe (Zankl 1968). W okresie jurajskim bardzo ważnym elemen
tem skałotwórczym budowli rafowych, zwłaszcza w facji alpejskiej, są
korale sześciopromienne i solenopory, natomiast w budowlach o charak
terze kopców dominują gąbki i glony, którym towarzyszą otwornice, ser-
pule, ramienionogi i mszywioły (Aldinger 1968). W trzeciorzędowych bu
dowlach otwartych mórz i oceanów główną rolę odgrywają krasnorosty
i korale (Hexacorallia i Scleractinia) oraz zielenice, otwornice i mięczaki,
podczas gdy w warunkach mórz zamkniętych i w środowiskach brakicz-
nych w konstrukcji drobnych budowli dominują krasnorosty, mięczaki
i serpule. Tego typu drobne formy wieku mioceńskiego znane są z ob
szaru Polski (Pisera 1973).
Współcześnie obok potężnych budowli typu Wielkiej Rafy Bariero-
ŚRODOWISKA MORSKIE
wej, znane są również niewielkie budowle ostrygowe, serpulowe, mszy-
wiołowe, glonowe itp., a także kopce mułowe lub mułowo-piaskowe, któ
rych przedstawicielem jest Rodriguez Bank na południowej Florydzie
(Turmel & Swanson 1976). Należy też zauważyć, że imponującym przykła
dem budowli węglanowej jest Wielka Ławica Bahamska.
Środowisko hemipelagiczne
Środowisko hemipelagiczne obejmuje swoim zasięgiem trzy prowincje
fizjograficzne den oceanicznych: skłon kontynentalny, podniesienie
przedkontynentalne i położone w stosunkowo niewielkiej odległości od
lądów dna basenów oceanicznych, na których prądy zawiesinowe i inne
spływy grawitacyjne formują wielkie stożki napływowe.
Bliskość obszarów kontynentalnych powoduje, że w składzie osadów
przeważa stosunkowo gruboziarnisty materiał dostarczany bezpośrednio
z lądu. Przeciętna średnica ziarn mineralnych (pomijając minerały auti-
geniczne) przekracza w tych osadach 5 (μm, a udział materiału terygenicz
nego i wulkanicznego we frakcji ziarn większych od 5 μm wynosi ponad
25% (Berger 1974).
W osadach
środowiska hemipelagicznego można wyróżnić trzy za
sadnicze grupy. Pierwszą z nich stanowią różnego rodzaju muły powsta
jące przez swobodne opadanie drobnych cząstek terygenicznych wyno
szonych na otwarte morze przez prądy powierzchniowe. Drugą — osady
kształtowane pod wpływem głębokomorskich dennych prądów trakcyj
nych, trzecią — osady prądów zawiesinowych. W bezpośrednim sąsiedz
twie skłonu kontynentalnego znaczną rolę odgrywają również utwory
osuwiskowe.
Ruch wód w środowisku hemipelagicznym jest wprawdzie znacznie
słabszy niż na obszarach szelfowych, tym niemniej jednak nie jest to
strefa absolutnego spokoju, jak to było do niedawna przyjmowane. Prze
mieszczanie mas wodnych jest powodowane nie tylko przez okresowo
działające prądy zawiesinowe i inne spływy grawitacyjne, ale również
przez słabe prądy denne związane z termohalinową cyrkulacją wód oce
anicznych (str. 77). Licznych dowodów na ich obecność dostarczają fo
tografie dna, na których często pojawiają się struktury prądowe, takie
jak: riplemarki, ślady opływania, smugi prądowe i inne, oraz bezpośred
nie pomiary ruchu wód. O obecności takich prądów świadczą również
wychodnie skał podłoża nie pokryte osadem, jak również gruboziarniste
utwory rezydualne pozbawione frakcji drobniejszych.
Prędkości prądów dennych mieszczą się zazwyczaj w granicach od
10 do 30 cm/s, stwierdzane były jednak prędkości dochodzące nawet do
70 cm/s (Emery & Ross 1968). Prądy te mogą transportować cząstki
wszystkich frakcji występujących w osadach głębokomorskich. N i e są
33-
516 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
one jednak zdolne do erozji osadów pelitycznych. Z drugiej zaś strony
ich prędkości są bliskie dolnej granicy prędkości koniecznych do trans
portu większości niesionych przez nie cząstek, które raz odłożone nie
mogą być powtórnie uruchomione. W takich warunkach przyrost osadu
zależy przede wszystkim od ilości materiału przenoszonego w jednostce
czasu ponad dnem. Najbardziej intensywna akumulacja zachodzi więc
w strefach największych szybkości prądu.
Prądy termohalinowe, odchylane pod wpływem siły Coriolisa od
swego południkowego kierunku, opierają się o skłony kontynentalne
lub grzbiety oceaniczne i płyną równolegle do ich konturów (tzw. prądy
konturowe) ponad górną częścią podniesienia przedkontynentalnego.
W o d y ponad skłonem kontynentalnym i ponad dolną częścią podniesie
nia są w zasadzie spokojne, o czym świadczy gładka powierzchnia osa
du pokryta licznymi niezniszczonymi śladami organizmów bentonicznych.
Na skłonie kontynentalnym, jak można wnioskować na podstawie rzad
kich struktur prądowych o zmiennej orientacji, działają jedynie słabe
i niestałe prądy.
Osady deponowane przez prądy tremohalinowe składają się głównie
z gruboziarnistego pyłu i bardzo drobnoziarnistego piasku. Tworzą one
niewielkie soczewki wśród innych osadów środowiska hemipelagiczne-
go. Długość soczewek wynosi zazwyczaj do 50 cm, grubość rzadko prze
kracza 5 cm, często jednak jest mniejsza niż 1 cm. Do najbardziej cha
rakterystycznych cech tych osadów należą (Bouma 1972, Bouma & Holli-
ster 1973):
— ostro zaznaczone powierzchnie stropowe i spągowe soczewek;
— dobrze rozwinięta orientacja ziarn, szczególnie w przypadku wy
dłużonych elementów szkieletowych (igły gąbek);
— niewielka ilość lub całkowity brak ilastej masy podstawowej;
— występowanie blaszek mik tylko w materiale frakcji pyłowej;
— powszechna obecność laminacji przekątnej i poziomej przy bra
ku innych struktur warstwowania;
— obecność lamin utworzonych przez koncentrację minerałów cięż
kich lub skorupek otwornic wypełnionych pirytem;
— pojawianie się soczewek składających się wyłącznie z materiału
biogenicznego.
Niektóre bardzo cienkie warstewki utworzone przez prądy termoha
linowe mają nieco inny charakter. Ich miąższość nie przekracza zazwy
czaj 1 cm, powierzchnie spągowe są ostre, natomiast w stropie często
obserwuje się stopniowe przejście do nadległego osadu. Zbudowane są
one z naprzemianległych jasnych i ciemnych, poziomych lamin. Laminy
jasne tworzy dobrze wysortowany, bardzo drobnoziarnisty piasek, w któ
rym niekiedy występują nagromadzenia minerałów ciężkich. Laminy cie
mne są bogate w ilastą masę podstawową. Powstawanie tego typu utwo
rów spowodowane jest prawdopodobnie obecnością w prądzie dennym
ŚRODOWISKA MORSKIE 517
znacznych ilości zawiesiny ilastej, która jest okresowo dostarczana przez
prądy zawiesinowe o małej gęstości lub wskutek wzmożonej działalności
organizmów bentonicznych (Unrug 1977).
Osady głębokomorskich prądów dennych określane są często termi
nem „konturyty". Ostatnio Unrug (1977, 1980) zaproponował dla nich
nazwę „trakcjonity", rezerwując termin „konturyty" dla utworów spe
cjalnego typu prądów dennych, jakimi są prądy konturowe. Rozróżnie
nie to ma szczególne znaczenie w przypadku osadów kopalnych, co do
których często nie ma pewności, czy były one odkładane przez prą
dy konturowe, czy też przez inne głębokomorskie prądy trakcyjne.
Skłon kontynentalny
Skłon kontynentalny jest to wąska strefa na krawędzi kier kontynental
nych o przeciętnej szerokości około 75 km, w której dno morskie obniża
się od głębokości 130—200 m do 3500—4000 m, a niekiedy, np. na
zachodniej krawędzi kontynentu Ameryki Południowej, nawet do blisko
10 000 m. Przeciętne nachylenie stoku wynosi 3—6°. Powierzchnia skło
nu pocięta jest przez głębokie, stromościenne kaniony podmorskie, któ
re są głównymi drogami spływów prądów zawiesinowych.
Skłony kontynentalne pokryte są stosunkowo grubym płaszczem nie-
skonsolidowanych mułów hemipelagicznych, których miąższość stwier
dzana metodami elektro-akustycznymi osiąga niekiedy nawet 2 km (Uchu-
pi & Emery 1967). Osady na skłonie kontynentalnym znajdują się w wa
runkach niestałej równowagi i łatwo rozwijają się W nich ruchy maso
we. Osuwiska, które w czasie ruchu ulegają rozproszeniu, przekształcają
się w prądy zawiesinowe lub inne spływy grawitacyjne. Osuwiska nie-
rozproszone tworzą zdeformowane plastycznie masy lub bloki ześlizgo
we o zasadniczo nie zaburzonej strukturze wewnętrznej. Wielkość pozio
mego przesunięcia takich bloków dochodzi do 30 km (Uchupi 1967).
Rycina 12-100. Schemat budowy podniesienia przedkontynentalnego
518 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Struktury osuwiskowe występują pospolicie w dolnych partiach skłonu
i w wyższej części podniesienia przedkontynentalnego. Obsunięte masy
zaznaczają się nierówną, pagórkowatą rzeźbą dna, a na profilach elek-
tro-akustycznych niezgodnym zaleganiem powierzchni odbijających.
Podniesienie przedkontynentalne
Podniesienie przedkontynentalne (ryc. 12-100) rozciąga się między skło
nem kontynentalnym a równiami abisalnymi. Zbudowane jest ono ż osa
dów prądów zawiesinowych, utworów osuwiskowych i osadów prądów
konturowych. Nagromadzenie tych osadów ma kształt klina cieniejące
go w stronę oceanu. Jego maksymalna grubość wynosi od 1,5 do 10 km,
a szerokość mierzona prostopadle do skłonu kontynentalnego osiąga od
100 do 1000 km. Powierzchnia podniesienia przedkontynentalnego jest
w zasadzie wyrównana i łagodnie (spadek w granicach 1 : 40 — 1 : 2000)
obniża się ku równiom abisalnym. Deniwelacje rzeźby nie przekraczają
kilkudziesięciu metrów. Są one spowodowane obecnością rzadko roz
mieszczonych, szerokich podwodnych dolin przecinających całą szero
kość podniesienia, oraz występowaniem w jego dolnej części asymetrycz
nych pagórków przypominających kształtem prostolijne wydmy. Gene
za tych wzniesień nie została jeszcze ostatecznie wyjaśniona. Pionowy
przyrost osadów w strefie podniesienia jest dość duży i wynosi współ
cześnie od 5 do 50 cm na tysiąc lat, w plejstocenie wartości te były przy
puszczalnie jeszcze większe (Heezen et al. 1966).
Budowa wewnętrzna podniesienia przedkontynentalnego nie została
jeszcze całkowicie poznana. Jak można sądzić z nielicznych i płytkich
wierceń, główną masę utworów podniesienia stanowią muły i w mniej
szym stopniu drobnoziarniste piaski osadzone przez rozcieńczone prądy
zawiesinowe (Kelling & Stanley 1976). Brak na podniesieniu wyraźnie
zarysowanych podwodnych stożków, jakie zazwyczaj tworzą osady prą
dów zawiesinowych, jest prawdopodobnie spowodowany trzema czynni
kami: łagodnym obecnie przejściem skłonu kontynentalnego w podnie
sienie, małą gęstością prądów zawiesinowych i ich „rozprowadzaniem"
przez prądy konturowe (Normark 1970). Ponadto większość prądów za
wiesinowych przepływa obecnie przez podniesienie poprzecznymi doli
nami i składa materiał na jego krawędzi.
Powierzchnia podniesienia jest nadbudowywana przez te prądy
w przypadku ich „przelania" się ponad krawędziami doliny, gdzie dosta
ją się w strefę działania prądu konturowego. W przykontynentalnej czę
ści podniesienia, jak wynika z danych geofizycznych, dużą rolę odgry
wają utwory osuwiskowe. Niektóre osuwiska rozpościerają się w postaci
rozległych pokryw, sięgających aż do krańców podniesienia (Emery et al.
1970). Struktury osuwiskowe są obecnie przykryte przez młodsze osady,
które jednocześnie wyrównują deniwelacje ich powierzchni.
ŚRODOWISKA MORSKIE 519
Podrzędnym, jakkolwiek dość charakterystycznym, składnikiem
utworów podniesienia przedkontynentalnego są osady prądów konturo
wych. Były wprawdzie wypowiadane poglądy (Heezen et al. 1966) przy
pisujące im główną rolę w budowie podniesienia, jednak stwierdzenie
turbidytowego charakteru większości mułów występujących na podnie
sieniu (Kelling & Stanley 1978) zepchnęło je na drugi plan. Natomiast
ciągle jest jeszcze dyskusyjna rola prądów konturowych w nadawaniu
kształtu podniesieniu.
Niezależnie od agradacji pionowej, podniesienie przedkontynentalne
narasta również w kierunku oceanu, kosztem równi abisalnych. Postęp
jego progradacji u wschodnich wybrzeży Ameryki Północnej wynosił
w trzeciorzędzie 10 cm na 1000 lat (Emery et al. 1970).
Na zakończenie powyższych rozważań warto zwrócić uwagę na trzy
cechy utworów podniesienia przedkontynentalnego. Są to: duża miąż
szość tych osadów, znaczny udział prądów zawiesinowych w ich formo
waniu i wydłużony kształt ciała sedymentacyjnego, jakie tworzy podnie
sienie. Podobne cechy wykazują również osady fliszowe, które według
ogólnie panujących poglądów gromadzą się w geosynklinalnych, wydłu
żonych basenach o dnach ulegających długotrwałym ruchom obniżają
cym. Jak wynika z przedstawionych faktów grube serie osadów fliszopo-
dobnych mogą powstawać również na względnie stabilnym podłożu i bez
pełnej kompensacji przyrostu osadu przez subsydencję.
Analogia utworów podniesienia przedkontynentalnego do kopal
nych i współczesnych geosynklinalnych utworów
r
fliszowych nie jest jed
nak zupełna z uwagi na brak w nich, lub jedynie bardzo małą ilość ma
teriału gruboziarnistego odgrywającego w osadach fliszowych istotną
rolę.
Podmorskie stożki napływowe
Podniesienia przedkontynentalne formują się wzdłuż tektonicznie „pa
sywnych" krawędzi kontynentów, które znajdują się na zapleczu wędru
jących kier kontynentalnych (wschodnie krawędzie obu Ameryk, zachod
nia krawędź Australii) lub okalają stabilne kontynenty (Afryka, Antar
ktyda). Krawędzie te są obmywane przez prądy konturowe. U stóp kra
wędzi* „czołowych", wzdłuż których kontynenty napierają na podsuwa
jące się pod nie płyty oceaniczne, miejsce podniesienia przedkontynen-
talnego zajmują systemy wielkich stożków napływowych formowanych
przez prądy zawiesinowe i inne spływy grawitacyjne. Dno oceanów
w tych strefach bywa rozczłonkowane na szereg izolowanych basenów,
oddzielonych od siebie i od otwartego oceanu podmorskimi grzbietami,
które wyłączają je z ogólnoświatowej cyrkulacji głębokich wód. Kla
sycznym obszarem tego typu są zachodnie wybrzeża Kalifornii (Gorsli-
ne & Emery 1959, Shepard & Einsele 1962). Najdalej położone baseny
520
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
znajdują się tutaj w odległości około 200 km od brzegu i otrzymują sto
sunkowo niewielkie ilości osadów, natomiast baseny leżące w bezpośred
niej bliskości lądu są intensywnie zapełniane materiałem terygenicznym
transportowanym przez różnego rodzaju spływy grawitacyjne. Co naj
mniej jeden z nich jest obecnie całkowicie wypełniony, a podobne ba
seny wypełnione osadami plioceńskimi znajdują się już na lądzie stałym.
Grubość pokrywy osadowej tych basenów wynosi od 2000 do 6000 m
(Crowell et al. 1966).
Do basenów uchodzą liczne kaniony podmorskie, którymi spływa
ją z krawędzi szelfu prądy zawiesinowe. Usypują one u ujść kanionów
rozległe stożki (Rupke 1978). Ich promień wynosi od kilku do kilkudzie
sięciu kilometrów, a grubość zazwyczaj jest rzędu 1 km. Stożki te i bu
dujące je utwory posłużyły jako punkt wyjścia dla skonstruowania mo
delu sedymentacji fliszowej (str. 226).
W podłużnym profilu stożka zazwyczaj można wyróżnić trzy jego
części (por. ryc. 5-7): stożek wewnętrzny, środkowy i zewnętrzny. Rzeźba
stożka wewnętrznego jest nierówna, pagórkowata. Przecina go kanał cen
tralny, ograniczony wałami brzegowymi wznoszącymi się od kilkudzie
sięciu do 200 m ponad dno kanału. Szerokość kanału centralnego waha
się w granicach od 100 m do 10 km. Jego dno jest nadbudowywane przez
kolejne prądy zawiesinowe i może znajdować się wiele dziesiątków me
trów ponad powierzchnią stożka. Stożek wewnętrzny zbudowany jest
z osadów spływów grawitacyjnych i utworów osuwiskowych. Osady ty
powych prądów zawiesinowych grają w nim mniejszą rolę. Na stożku
środkowym kanał centralny rozdziela się na wiele kanałów rozprowadza
jących, u wylotu których powstają rozległe loby depozycyjne zbudowa
ne z materiału piaszczystego. Kanały mogą mieć charakter meandrują
cy lub roztokowy, mogą być aktywne lub opuszczone. Obecność kilku,
często krzyżujących się ze sobą generacji kanałów świadczy o ich czę
stej i szybkiej migracji bocznej. Pociąga to za sobą również zmianę po
łożenia formowanych przez nie lobów depozycyjnych. Stożek środ
kowy zbudowany jest głównie z piaszczystych osadów prądów za
wiesinowych.
Rzeźba powierzchni stożka zewnętrznego jest na ogół wyrównana,
przecinają ją tylko liczne drobne kanały pozbawione wałów brzegowych.
Składany tu przez prądy zawiesinowe materiał składa się głównie z frak
cji pyłowej i ilastej. Na peryferiach stożka osady te stopniowo zanikają
ustępując miejsce zielonym mułom hemipelagicznym,
W obrębie stożka materiał o najgrubszym ziarnie (żwir i piasek) two
rzy wydłużone ciała sedymentacyjne i loby depozycyjne związane z sy
stemem kanałów rozcinających powierzchnię stożka. Osady drobnoziar
niste (frakcje pyłowe i ilaste z niewielkim udziałem bardzo drobnoziar
nistego piasku) budują wały brzegowe i pokrywają obszary międzyka-
ŚRODOWISKA MORSKIE
521
nałowe. Są one odkładane przez rozcieńczone prądy zawiesinowe, które
,,wylały" się poprzez krawędzie kanałów.
W centralnych partiach basenów hemipelagicznych dominującym
osadem są zielone muły. Osady prądów zawiesinowych tworzą jedynie
izolowane cienkie warstewki. Ich grubość wynosi zazwyczaj około 1 cm,
pojedyncze warstwy mogą osiągać miąższość przekraczającą 1 m.
Największe objętościowo i najbardziej rozległe stożki podmorskie
formują się jednak nie w omówionych wyżej basenach przybrzeżnych,
ale u ujść wielkich rzek niosących duże ilości zawiesiny (Rupke 1978).
Przykładami takich stożków mogą być stożki Missisipi, Konga, Gangesu,
Indusu i Amazonki. Długość ich promienia osiąga od kilkuset do około
3000 km, a maksymalna grubość może przekraczać 10 km. Są one zbudo
wane z drobnoziarnistych osadów prądów zawiesinowych, gruboziarniste
piaski i żwiry pojawiają się tylko lokalnie. W związku z tym ich podział
na stożek wewnętrzny, środkowy i zewnętrzny, z nielicznymi wyjątkami,
rysuje się bardzo słabo. Stożki te stopniowo przechodzą w osady równi
abisalnych. Prądy zawiesinowe nie są tu zatrzymywane w pułapkach,
jakie stanowią dla nich baseny przybrzeżne, i mogą transportować ma
teriał daleko w głąb oceanu, wkraczając w obręb środowiska typowo pe-
lagicznego.
Obecna rzeźba powierzchni większości stożków podmorskich zosta
ła utworzona podczas plejstoceńskiego obniżenia poziomu oceanu świa
towego, kiedy dostarczany przez rzeki, niedojrzały teksturalnie materiał
docierał bezpośrednio w pobliże górnych części kanionów podmorskich
i do krawędzi delt. Współcześnie działalność prądów zawiesinowych jest
ograniczona do kanałów, których dna są nadbudowywane przez osady
prądów o małej gęstości. O zmniejszonej aktywności prądów zawiesino
wych świadczy m.in. spadek szybkości przyrostu osadów na stożkach,
od ok. 100 cm/1000 lat w plejstocenie do ok. 5 cm/1000 lat obecnie (Rup
ke 1978), oraz występowanie na dużych obszarach powierzchni stoż
ków, szczególnie na obszarach międzykanałowych mułów hemipelagicz
nych.
Muły hemipelagiczne
Rozległe obszary środowiska hemipelagicznego pokrywają muły hemipe
lagiczne powstające, ogólnie rzecz biorąc, przez swobodne opadanie za
wiesiny znajdującej się w wodzie morskiej. Główną masę zawiesiny sta
nowią cząstki ilaste, w znacznie mniejszej ilości występuje w niej mate
riał bardziej gruboziarnisty do frakcji piaszczystej włącznie oraz drobne
i lekkie elementy szkieletowe. Materiał ten pochodzi częściowo bezpo
średnio z lądu, skąd jest wynoszony przez rzeki i wiatr, częściowo są to
ponownie uruchomione osady morskie. Udział w tym procesie biorą prą
dy zawiesinowe, osuwiska podmorskie i w pewnej mierze organizmy ben-
522 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
toniczne. Znaczna ilość tak powstałej zawiesiny pochodzi z krawędzi
szelfu i jej bezpośredniego sąsiedztwa (Stanley 1974). Na krawędzi szel
fu następuje ustawiczna wymiana ciepłych wód szelfowych i zimnych
wód głębinowych. Ruch tych mas wodnych wspomagany prądami pły
wowymi i sztormowymi powoduje przerzucanie uniesionego materiału
poza krawędź szelfu. Materiał jest wynoszony przez prądy i falowanie na
otwarte morze i tworzy opadający z powierzchni „deszcz" zawiesiny,
bądź koncentruje się na pewnej głębokości w tzw. warstwie nefeloidalnej.
Jest to warstwa mętnej wody (zob. str. 246), w której stężenie zawiesiny
dochodzi do 2 mg/l (Kelling & Stanley 1976). Zalega ona na głębokoś
ciach między 600 a 3000 m i rozciąga się ponad podniesieniem przedkon-
tynentalnym i przyległymi basenami abisalnymi. W strefie prądów kon
turowych materiał zawarty w warstwie nefeloidalnej jest roznoszony
przez te prądy wzdłuż podniesienia.
Swobodnie opadające cząsteczki gromadzone są w postaci mułów
hemipelagicznych, których barwa zależy od stopnia utlenienia związków
żelaza. Wyróżnia się muły niebieskie, czerwone, zielone i żółte. Naj
szerzej rozpowszechnione są muły niebieskie. Swoją barwę zawdzięcza
ją one wysokiej zawartości materii organicznej i redukcyjnej działal
ności bakterii, które tworzą w osadzie siarczki żelazawe (hydrotroilit).
Barwa mułów zielonych pochodzi od powstającego na drodze halmyroli-
zy glaukonitu i chlorytu. Muły czerwone i żółte tworzą się w pobliżu kon
tynentów pokrytych odpowiednio produktami wietrzenia laterytowego
lub lessem.
Z określonymi obszarami źródłowymi materiału związane są osady
wulkaniczne oraz piaski i muły koralowe. Te ostatnie transportowane są
na duże głębokości przez osuwiska i prądy zawiesinowe. W obszarach
podbiegunowych duże przestrzenie zajmują morskie osady glacjalne. Są
to głównie muły z przewagą frakcji pyłowej nad ilastą, zawierające dość
liczne okruchy skalne — eratyki. Zarówno drobny, jak i gruboziarnisty
materiał jest wytapiany z pływającego lodu lodowcowego. W plejstoce
nie rozprzestrzenienie ich było znacznie większe i są one stwierdzane
w wielu miejscach pod współczesnymi pelagicznymi mułami okrzemko
wymi i globigerinowymi.
O s a d y kopalne
Spośród kopalnych osadów środowiska hemipelagicznego najbardziej
charakterystyczne i stosunkowo najłatwiej rozpoznawalne są utwory fli
szowe, których główną masę stanowią gruboziarniste osady prądów za
wiesinowych i pokrewnych im spływów grawitacyjnych (rozdz. 5).
Odróżnienie kopalnych mułów hemipelagicznych od podobnych osa
dów utworzonych w innych morskich środowiskach sedymentacyjnych
wymaga wzięcia pod uwagę wielu różnorodnych przesłanek, a mimo to
ŚRODOWISKA MORSKIE 523
często pozostaje nadal dyskusyjne. W przypadku osadów współczesnych
umowną granicę między mułami sublitoralnymi a hemipelagicznymi sta
nowi krawędź szelfu. Ta fizjograficzna granica nie znajduje zastosowania
w przypadku utworów kopalnych. Jest to spowodowane po pierwsze nie
znajomością głębokości szelfów w ubiegłych okresach geologicznych, po
drugie znanymi trudnościami w ocenie głębokości powstawania paleo-
zoicznych i częściowo mezozoicznych osadów. Musimy się w tym wzglę
dzie uciekać do pośrednich i nie zawsze pewnych metod, takich jak:
analiza zawartej w nich fauny lub skamieniałości śladowych, analiza po
łożenia osadów w obrębie basenu sedymentacyjnego oraz ich pozycji
w sekwencji osadów wypełniających basen itp. Trudności te dodatkowo
zwiększa fakt, że podobny mechanizm sedymentacji, polegający na swo
bodnym opadaniu cząstek w kolumnie wody, mają również muły po
krywające głębsze partie szelfu. W rezultacie określenie muły hemipela
giczne w przypadku osadów kopalnych często jest stosowane do utwo
rów powstałych w podobny sposób w różnych prowincjach fizjograficz
nych basenu morskiego.
Po przezwyciężeniu tych trudności i wykazaniu głębokomorskiego
charakteru badanej serii mułowcowej jako całości, do rozwiązania pozo
staje problem odróżnienia mułów sensu stricto hemipelagicznych od mu
łów osadzonych przez prądy zawiesinowe. Przesłanki, które można wy
korzystać w tym celu zostały omówione wcześniej (str. 522). Obecność
osadów prądów zawiesinowych jest dodatkowym argumentem przema
wiającym za hemipelagicznym środowiskiem sedymentacji rozpatrywa
nych utworów.
Jako przykład hemipelagicznych kopalnych mułów mogą posłużyć
powszechnie znane łupki graptolitowe. Zawierają one duże ilości drob
noziarnistego materiału terygenicznego, a jednocześnie nie wykazują
cech osadów płytkowodnych. Głównym składnikiem występującego
w nich zespołu skamieniałości są graptolity i inne organizmy o plankto-
nicznym trybie życia. Łupki graptolitowe można podzielić na dwie zasad-
dnicze odmiany. Pierwsza zawiera wyłącznie organizmy planktoniczne.
Prawdopodobnie powstawała ona w warunkach euksynicznych, które
uniemożliwiały rozwój bentosu. W łupkach drugiej grupy organizmom
planktonicznym towarzyszy stosunkowo bogaty zespół organizmów osia
dłych, wskazujący na normalne natlenienie wód dennych. W obu odmia
nach występują cienkie, drobnoziarniste warstwy materiału redepono-
wanego przez prądy zawiesinowe (Rickards 1964).
Środowisko pelagiczne
Osady pelagiczne pokrywają rozległe obszary den oceanicznych znajdu
jących się, ogólnie rzecz biorąc, w znacznej (zazwyczaj przekraczającej
524 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
800 km) odległości od lądów. Główna ich masa powstaje wskutek bez
ustannego „deszczu" ziarn mineralnych i szkieletów organizmów opada
jących z powierzchniowych warstw wody. Ponadto ważną rolę w kształ
towaniu niektórych utworów pelagicznych odgrywają procesy hydroge-
niczne, prowadzące do powstawania licznych minerałów autigenicznych.
Składniki osadów pelagicznych
W skład osiadającego na dnie materiału nieorganicznego wchodzą
ziarna lityczne zbudowane z minerałów i skał pochodzenia terygenicz
nego lub wulkanicznego oraz cząstki kosmiczne. Przeciętna średnica ziarn
litycznych w mułach i iłach pelagicznych jest mniejsza od 5 (μm,
zaś ziarna większe od 5 μm nie stanowią więcej niż 25% ich składu
(Berger 1974). Frakcje grubiej ziarniste w tych osadach reprezentowa
ne są jedynie przez elementy szkieletowe i kryształy minerałów autige
nicznych.
Materiał terygeniczny dostarczony jest do środowiska morskiego
głównie przez rzeki, a następnie wynoszony na obszary otwartego oce
anu przez falowanie i prądy powierzchniowe. Udział rzek w ogólnej do
stawie z lądu składników ziarnistych i substancji rozpuszczonych ocenia
się na około 90°/o, z czego 1/4 przypada na cztery wielkie rzeki (Huang-
-ho, Ganges, Brahmaputra i Jangcy). Pozostałe 10% stanowi transport
eoliczny i ograniczony do obszarów polarnych transport w pływającym
lodzie (Davies & Gorsline 1976). Głównymi składnikami terygenicznymi
są kaolinit, chloryt i illit, w podrzędnych ilościach występuje pył kwar
cowy i skaleniowy.
Kaolinit pochodzi z obszarów lądowych poddanych intensywnemu
wietrzeniu chemicznemu i w związku z tym stosunkowo obficie wystę
puje w niskich szerokościach geograficznych. Natomiast chloryt wyka
zuje wyraźną tendencję do koncentracji w rejonach polarnych. W cie
płych strefach klimatycznych ulega on stosunkowo łatwo rozkładowi
i do osadów dociera w stanie mniej lub bardziej zmienionym (Windom
1976). Chloryt może również powstawać w procesach hydrogenicznych.
Znane są np. wystąpienia autigenicznego chlorytu związane z zasado
wymi skałami grzbietu śródatlantyckiego. Rozmieszczenie illitu w osa
dach oceanu ogólnoświatowego uzależnione jest do pewnego stopnia od
rozkładu kontynentów. Najobficiej występuje on w osadach na bardziej
„kontynentalnej" półkuli północnej. Osady oceanów południowych są na
ogół ubogie w ten minerał poza bezpośrednim sąsiedztwem Antarktydy.
Na obu półkulach jego ilość systematycznie spada ku równikowi (Win
dom 1976).
Ziarna kwarcu i skaleni występują głównie w pyłowej frakcji osa
dów pelagicznych. Kwarc jest typowym składnikiem terygenicznym. Na
tomiast znaczna część skaleni pochodzi z erupcji wulkanicznych. Skale-
ŚRODOWISKA MORSKIE 525
nie terygeniczne reprezentowane są przede wszystkim przez ortoklaz,
mikroklin i albit, natomiast wśród skaleni wulkanicznych przeważają
środkowe człony szeregu plagioklazów od oligoklazu po labrador (Win
dom 1976).
W skład materiału biogenicznego wchodzą głównie wapienne i krze
mionkowe szkielety organizmów planktonicznych: wiciowców, (kokkoli-
ty), otwornic, skrzydłonogich (Pteropoda), radiolarii i okrzemek. Udział
organizmów bentonicznych w materiale biogenicznym nie przekracza
10% (Arrhenius 1963).
Produkty wulkaniczne dostarczane są do środowiska pelagicznego
przez subaeralne i podmorskie erupcje. Wyrzucane do atmosfery pyły
wulkaniczne są roznoszone przez prądy powietrzne na wielkie odległo
ści i wchodzą w skład wielu osadów jako ich podrzędna domieszka, lub
tworząc samodzielne warstwy, mające często duże znaczenie korelacyj
ne. Bardziej ograniczony zasięg ma różnorodny materiał piroklastyczny
pochodzący z erupcji podmorskich.
Utwory wulkaniczne stosunkowo łatwo ulegają halmyrolizie. Do sze
roko rozprzestrzenionych wtórnych minerałów powstających podczas
ich rozkładu należą montmorillonit i filipsyt. Rozmieszczenie tych mine
rałów w osadach morskich wykazuje wyraźny związek z oceanicznymi
lub kontynentalnymi obszarami wulkanicznymi. Montmorillonit wystę
puje jednak również w obszarach bardzo odległych od potencjalnych
źródeł wulkanicznych (Południowy Atlantyk, Zatoka Meksykańska,
wschodnia część Oceanu Indyjskiego) i w takich przypadkach pochodzi
on niewątpliwie z przyległych kontynentów. Odróżnienie montmorilloni-
tu autigenicznego od terygenicznego, zarówno metodami mineralogicz
nymi jak i geochemicznymi, nie jest jednak możliwe (Windom 1976).
Cząstki kosmiczne występują w postaci drobnych, kulistych ziarn
żelazo-niklowych i krzemianowych. Te ostatnie, często określano mianem
chondruli, składają się z oliwinu i piroksenu. Wielkości cząstek kosmicz
nych mieszczą się w granicach od 10 do 640 μm (Arrhenius 1963). Po
wstają one podczas rozpadu meteorytów w atmosferze ziemskiej.
W osadach pelagicznych znajdują się ponadto kuliste formy zbudo
wane głównie z magnetytu, ich geneza nie została jednak do tej pory
przekonywująco wyjaśniona.
Najczęściej spotykanymi w środowisku pelagicznym utworami auti-
genicznymi są naskorupienia i konkrecje manganowo-żelaziste. Powsta
ją one przez bezpośrednie wytrącanie z wody morskiej uwodnionych
tlenków tych pierwiastków. Konkrecje manganowe mogą powstawać
w różnych środowiskach. Spotyka się je zarówno w płytko- i głęboko
wodnych osadach morskich, jak i w utworach jeziornych. Jednak naj
liczniejsze ich skupienia, pokrywające znaczne powierzchnie dna, wy
stępują na dużych głębokościach w środowisku pelagicznym, co zwią
zane jest w znacznej mierze z bardzo powolnym tempem akumulacji
ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
w tej strefie. Szybki przyrost osadów na ogół uniemożliwia rozwój utwo
rów manganowych. W osadach o znacznym tempie akumulacji tworzą
się one jedynie wyjątkowo wskutek remobilizacji Mn i Fe w osadzie
oraz powtórnego ich wytrącania na powierzchni.
Ważnym czynnikiem warunkującym powstawanie konkrecji jest
również obecność potencjalnych jąder krystalizacji. W środowisku
pelagicznym są nimi najczęściej okruchy wulkaniczne i zęby ryb.
Głębokowodne konkrecje manganowo-żelaziste mają najczęściej ku
liste lub owalne kształty. Ich powierzchnie są gładkie bądź pokryte gu
zami. Niekiedy dochodzi do połączenia się ze sobą kilku sąsiednich kon
krecji w jedną nieregularną bryłę.
Konkrecje płytkomorskie (i jeziorne) są zazwyczaj silnie spła
szczone. Przeważają wśród nich formy dyskoidalne i miseczkowe.
Te dwa typy konkrecji różnią się od siebie również pod Względem
geochemicznym. Konkrecje płytkomorskie odznaczają się m.in. (Cronan
1976):
— bardzo zmiennym, ale ogólnie wysokim stosunkiem Mn/Fe;
— niską zawartością takich pierwiastków śladowych, jak: N i , Co
i Cu (tab. 12-5);
— stosunkowo dużą zawartością substancji organicznych;
— niskim stosunkiem O/Mn.
Tabela 12-5. Zawartość manganu i niektórych pierwiastków śladowych
w kpnkrecjach manganowo-żelazistych
Wedhig: Cronan (in: Glasby 1976) i Calver, Price (in: Glasby 1976)
Pierwiastek
Konkrecje abisalne
Konkrecje płytkomorskie
Pierwiastek
% wag.
M n
16,78
18,69
Fe
17,27
16,73
N i
0,540
0,020
Co
0,256
0,010
Cu
0,370
0,003
Mn/Fe
0,97
1,12
W środowisku pelagicznym znacznie częstsze niż końkrekcje są na-
skorupienia manganowo-żelaziste. Pokrywają one powierzchnie osadu
i leżące na niej przedmioty warstwą grubości kilku milimetrów do kil
kudziesięciu centymetrów.
Proces narastania głębokowodnych konkrecji. i pokryw przebiega
bardzo wolno. Wartości przyrostu konkrecji wyznaczone metodami w i e
ku bezwzględnego, wahają się od 1 do 16 mm/10
6
lat, przy czym 2/3
Wykonanych analiz dało wyniki w granicach od 2 do 8 mm/10
6
lat (Ku
in:
Glasby 1976). Znacznie szybciej rosną konkrecje na mniejszych.
ŚRODOWISKA MORSKIE 527
głębokościach (do ok. 1000 m). Ich przyrost waha się między 0,4
a 40 mm/10
3
, jest więc co najmniej o dwa rzędy wielkości większy (Cal-
vert & Price 1977, Ku & Glasby 1972).
WSPÓŁCZESNE OSADY PELAGICZNE
W zależności od wzajemnego stosunku składników biogenicznych do li-
togenicznych, osady pelagiczne dzieli się na dwie zasadnicze grupy: osa
dy nieorganiczne, w których udział składników biogenicznych jest mniej
szy od 30°/o, i osady organogeniczne, zawierające więcej niż 30% mate
riału szkieletowego.
Głównym i typowym osadem pierwszej grupy jest tzw. „czerwony"
ił głębinowy. Można tu również zaliczyć stosunkowo gruboziarniste osa
dy określane jako „piaski" głębokomorskie.
Grupa osadów organogenicznych jest znacznie bardziej urozmaico
na. Składają się na nią szeroko rozpowszechnione muły wapienne i krze
mionkowe. Pierwsze z nich reprezentowane są współcześnie przez muły
globigerynowe, kokkolitowe i pteropodowe, drugie zaś przez muły
okrzemkowe i radiolariowe.
„Czerwony" ił głębinowy, wbrew swej nazwie, najczęściej ma bar
wę w różnych odcieniach koloru brązowego i powinien być raczej okre
ślany jako brunatny (lub brązowy) ił głębinowy (Shepard 1973). Główny
mi jego składnikami są minerały ilaste: montmorillonit, illit, i mieszano-
-pakietowe montmorillonitowo-illitowe minerały oraz — w obszarach
wulkanicznych — filipsyt. Wielkość cząstek ilastych nie przekracza
2 μm. Podrzędną domieszkę stanowią frakcje pyłowe i piaszczyste zło
żone z materiału wulkanicznego, skaleni, kwarcu (najczęściej pochodze-
nia eolicznego) i rzadkich cząstek biogenicznych (zęby ryb, spikule gą
bek, aglutynujące otwornice i radiolarie). Z brunatnym iłem głębino
wym są też związane manganowo-żelaziste naskorupienia i konkre
cje.
Konkrecje występują na powierzchni osadu i w jego cienkiej (2—3
cm), przypowierzchniowej warstwie. Przykrycie konkrecji przez osad
powoduje zatrzymanie ich wzrostu. Ponieważ tempo sedymentacji bru
natnego iłu głębinowego (1,6 mm/10
3
lat), jest o kilka rzędów wielkości
większe niż szybkość narastania konkrecji, musi istnieć jakiś proces za
pobiegający ich zagrzebaniu. Proces ten nie został jeszcze w pełni wy
jaśniony. Przypuszcza się, że konkrecje albo są wypychane z osadu
wskutek działalności życiowej organizmów dennych, albo utrzymują się
na jego powierzchni dzięki przemieszczaniu ich przez prądy denne. — — i j
Brunatny ił głębinowy powstaje na dużych głębokościach, w obsza
rach, w których produkcja organiczna w wodach powierzchniowych jest
niska. W bardziej żyznych strefach gromadzą się wapienne i krzemion-
kowe osady organogeniczne.
528 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
Skład gatunkowy szczątków organicznych występujących w tych
osadach jest ściśle uzależniony od składu gatunkowego planktonu żyją
cego w danym rejonie. Jest to szczególnie zaskakujące w przypadku kok-
kolitów i okrzemek, których niewielkie i delikatne szkielety mogą być
długo unoszone przez wodę. Pokrywanie się zasięgów żywych form i ma
sowego występowania ich szczątków w osadach spowodowane jest z jed
nej strony tym, że większość szkieletów mikroorganizmów planktonicz-
nych jest przenoszona na dno wewnątrz koprolitów, co znacznie przy
śpiesza ich opadanie, z drugiej zaś stosunkowo niewielkie ich ilości, skła
dane poza zasięgiem zasiedlania żywych organizmów, szybko są usuwa
ne z osadu wskutek rozpuszczania (Berger 1976).
Rozmieszczenie w basenach oceanicznych podstawowych typów osa
dów (brunatnego iłu głębinowego, węglanowych i krzemionkowych mu
łów organogenicznych) zależy od dwu podstawowych czynników: pro
duktywności organicznej wód powierzchniowych i położenia dna w sto
sunku do tzw. głębokości kompensacji węglanu wapnia (ryc. 12-101).
Rycina 12-101. Rozmieszczenie osadów pelagicznych w oceanie światowym (według:
Davies & Gorsline, 1976
1 — osady wapienne, 2 — osady krzemionkowe, 3 — iły głębokomorskie, 4 — osady terygeniczne,
S — osady glacjalne, 6 — osady szelfu i podnóża skłonu kontynentalnego
Głębokość kompensacji węglanu wapnia jest to głębokość, na któ
rej ilość dostarczanego do osadu materiału węglanowego jest równowa
żona przez tempo jego rozpuszczania. W o d y powierzchniowe są na ogół
nasycone w stosunku do C a C 0
3
, proces rozpuszczania zaczyna się więc
ŚRODOWISKA MORSKIE 529
dopiero na pewnej głębokości i w miarę jej wzrostu staje się coraz bar
dziej intensywny. W sumie przebiega on jednak stosunkowo powoli,
w związku z czym istotną rolę odgrywa w nim czynnik czasu. Ponieważ
okres przebywania cząstek węglanowych na powierzchni osadu jest
znacznie dłuższy od czasu ich wędrówki na dno, rozpuszczanie zachodzi
głównie na granicy osad/woda.
Głębokość kompensacji zależy od ilości materiału węglanowego
osiągającego dno, jego odporności na rozpuszczanie, chemizmu i tempe
ratury wód oraz tempa akumulacji osadu.
Wzrost ilości cząstek węglanowych dostarczanych do osadu powo
duje zwiększenie głębokości kompensacji, natomiast podniesienie zawar
tości C 0
2
i obniżenie temperatury wody wzmagają intensywność procesu
rozpuszczania i głębokość kompensacji maleje.
Odporność na rozpuszczanie zależy od postaci mineralnej węglanu
wapnia. Szybciej ulegają eliminacji szkielety zbudowane z łatwo rozpu
szczalnego aragonitu niż szkielety kalcytowe. Stąd też w rzeczywistości
istnieją dwie głębokości kompensacji; jedna, znacznie mniejsza, dla ara
gonitu i druga, większa, dla kalcytu. W dalszych rozważaniach pojęcie
głębokości kompensacji węglanu wapnia będzie się odnosiło do głębo
kości kompensacji kalcytu. Wśród szkieletów kalcytowych większą od
porność, ze względu na swoją masę, mają szkielety duże i masywne.
Głównym czynnikiem chemicznym wpływającym na proces rozpu
szczania jest zawartość agresywnego CO
2
w wodach przydennych i po
rowych. Zawartość dwutlenku węgla zależy w znacznej mierze od ilości
materii organicznej gromadzącej się razem ze szkieletami wapiennymi
i stopnia jej wykorzystania przez organizmy bentoniczne.
Istotne znaczenie ma również tempo przyrostu osadu. W przypadku
wysokiego tempa przyrostu osadzone cząsteczki węglanowe szybko prze
chodzą przez strefę wód agresywnych i unikają rozpuszczenia. Mogą się
one zachować na znacznie większej głębokości niż w przypadku osadów
narastających powoli.
Wymienione czynniki działają z różnym natężeniem w poszczegól
nych oceanach, a nawet w różnych częściach tego samego oceanu. Obec
nie średnia głębokość kompensacji kalcytu wynosi dla oceanu świato
wego 4600 m, dla Pacyfiku — 4300 m dla Oceanu Indyjskiego — 4850 m
i dla Atlantyku — 4900 m. Odchylenia od tych średnich są jednak znacz
ne i dochodzą do około 2 km (Berger & Winterer 1974). Lokalne głębo
kości kompensacji wyznaczają w oceanie powierzchnie o dość urozmai
conej „morfologii", która jest określana jako powierzchnia kompensacji
węglanu wapnia (kalcytu). Linia przecięcia się tej powierzchni z dnem
wyznacza dolną granicę zasięgu osadów węglanowych.
Średnie głębokości kompensacji aragonitu znane są tylko w niektó
rych basenach oceanicznych. Wynoszą one: dla północnego Pacyfiku —
34 Zarys sedymentologii
530 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
kilkaset metrów, dla południowego Pacyfiku — 1 do 2 km, dla północ
nego Atlantyku — 2 do 3 km (Berger 1976).
Ogólnie rzecz biorąc powierzchnia kompensacji kalcytu podnosi się
w miarę zbliżania do kontynentów (obszar skłonu kontynentalnego), na
tomiast największą głębokość osiąga w równikowym pasie żyznych wód
(ryc. 12-102).
Rycina 12-102.
Głębokość kompensacji węgla
nu wapnia i produkcja orga
niczna wód Oceanu Spokojne
go wzdłuż 170° dł. zach. (we
dług: Berger 1976)
Przyczynę podnoszenia się powierzchni kompensacji w stosunkowo
płytszych partiach oceanów znajdujących się ponad skłonem kontynen
talnym (mimo wysokiej produkcji organicznej w tych obszarach) należy
upatrywać w wysokiej agresywności wód przydennych. Spowodowana
jest ona obfitą dostawą materii organicznej, co pociąga za sobą wzrost
zawartości C 0
2
w wodzie, oraz intensywną działalnością organizmów
bentonicznych, które przerabiając osad nie dopuszczają do nasycenia
wód porowych węglanem wapnia.
Inaczej kształtuje się sytuacja w żyznych obszarach równikowych.
Obniżenie powierzchni kompensacji jest spowodowane z jednej strony
mniejszą agresywnością wód (bardzo mała ilość materii organicznej),
z drugiej zaś znacznym udziałem w materiale szkieletowym form ma
sywnych (w pobliżu kontynentów przeważają szkielety delikatne). Po
nadto wody przydenne są tutaj znacznie bardziej ruchliwe niż nad skło
nem kontynentalnym (Berger & Winterer 1974).
Zmienność w czasie czynników kształtujących głębokość powierz
chni kompensacji w oceanie światowym jest przyczyną zmian jej poło
żenia w różnych okresach geologicznych oraz powodem, dla którego
współczesne głębokości kompensacji nie są miarodajne w odniesieniu do
osadów kopalnych.
Historię tych zmian jesteśmy w stanie prześledzić w miarę dokład
nie dopiero od późnej jury — wczesnej kredy (Andel 1975), dla okresów
wcześniejszych brak jest jakichkolwiek miarodajnych danych. Można
się jedynie domyślać, że w paleozoiku powierzchnia kompensacji leżała
bardzo płytko (być może na krawędzi szelfu) i stopniowo obniżała się
w miarę rozwoju planktonu wapiennego. Dalsze jej losy przedstawia ry
cina 12-103.
ŚRODOWISKA MORSKIE 531
Rycina 12-103. Zmiany głębokości kompensacji w mezozoiku i kenozoiku (według:
Andell 1975, uproszczone)
Przyczyny stwierdzonych wahań głębokości kompensacji nie zosta
ły w pełni wyjaśnione. Berger i Winterer (1974) przypuszczają, że wią
żą się one z wielkimi transgresjami, jakie zachodziły w kredzie i okre
sach późniejszych. Podczas transgresji następowało znaczne rozszerze
nie obszarów płytkomorskiej sedymentacji wapiennej, co powodowało
uwięzienie w osadach dużych ilości węglanu wapnia i tym samym obni
żenie jego zawartości w wodach oceanu światowego, które stawały się
bardziej agresywne i intensywne rozpuszczanie mogło zachodzić na
mniejszych głębokościach. Odwrotny efekt występował podczas okresów
regresji.
Rycina 12-104. Rozkład morskich osadów biogenicznych w zależności od żyzności
wód i głębokości dna oraz zmiany w szybkości rozpuszczania biogenicznego w ę
glanu wapnia i krzemionki wraz z głębokością (na podstawie: Berger 1976)
GKA — głębokość kompensacji aragonitu, GKK — głębokość kompensacji kalcytu
W żyznych obszarach oceanicznych, poniżej powierzchni kompen
sacji kalcytu gromadzą się osady, których, głównym składnikiem są krze-
34'
532 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
mionkowe szkielety organizmów planktonicznych. W wysokich szero
kościach geograficznych i w rejonach prądów wstępujących w pobliżu
krawędzi kontynentalnych są to muły okrzemkowe, w strefach równi
kowych — muły radiolariowe (ryc. 12-104). W o d y oceaniczne są niena
sycone w stosunku do Si0
2
, w związku z tym rozpuszczanie szkieletów
krzemionkowych rozpoczyna się bezpośrednio po śmierci organizmów
i jest kontynuowane w czasie ich wędrówki na dno i po jego osiągnięciu.
Oblicza się, że zaledwie około 4% szkieletów osiąga dno, z czego
blisko połowa zostaje rozpuszczona już w osadzie (Davies & Gorsline
1976).
Wśród typowych osadów pelagicznych odznaczających się bardzo
drobnym ziarnem pojawiają się od czasu do czasu wkładki stosunkowo
gruboziarnistego materiału, często określane jako głębokomorskie „pia
ski" mimo, że ich skład granulometryczny nie zawsze usprawiedliwia
taką nazwę, często bowiem składają się one głównie z frakcji pyłowych.
Hollister i Heezen (1966) wyróżnili wśród nich trzy grupy: piaski akre-
cyjne, utwory prądów zawiesinowych i piaski rezydualne.
Piaski akrecyjne powstają przez swobodne opadanie ziarn z po
wierzchni oceanu. Mogą to być ziarna materiału piroklastycznego, ziar
na eoliczne lub ziarna transportowane w pływającym lodzie.
Piaski składające się z ziarn piroklastycznych są ściśle związane
z obszarami źródłowymi. Ich rozprzestrzenienie jest niejednokrotnie
znaczne, np. w północnym Pacyfiku są one spotykane w odległości 1000
do 1300 km od obecnie czynnych stref wulkanicznych.
Podobnie duży zasięg mają piaski eoliczne. Składają się one z ziarn
kwarcu o średnicy od 1 do 30 μm, które zostały przeniesione przez prą
dy powietrzne wiejące w wysokich warstwach atmosfery z nad obsza
rów pustynnych na odległości dochodzące do 5000 km. W Atlantyku na
szerokościach równikowych udział w osadzie materiału eolicznego wy
wiewanego z Sahary dochodzi do 30% (Arrhenius 1963).
Osady prądów zawiesinowych odróżniają się od pozostałych piasków
głębokomorskich obecnością uziarnienia frakcjonalnego. Prądy zawiesi
nowe, które docierają do środowiska pelagicznego, są już w znacznym
stopniu rozcieńczone i pozbawione materiału gruboziarnistego. W utwo
rzonych przez nie warstwach frakcje gruboziarniste są reprezentowane
jedynie przez pył i bardzo drobnoziarnisty piasek. Warstwy osadów prą
dów zawiesinowych występują na równiach oceanicznych i we wszel
kiego rodzaju depresjach dna. Brak ich jest natomiast na wzniesieniach,
które są przez te prądy omijane.
Wynika stąd paradoksalna na pierwszy rzut oka sytuacja polegają
ca na tym, że osady tworzące się na większych głębokościach (np. w ro
wach oceanicznych) mają często bardziej terygeniczny charakter niż na
położonych w ich bezpośrednim sąsiedztwie obszarach stosunkowo płyt-
szych (grzbiety, płaskowyże podwodne itp.).
ŚRODOWISKA MORSKIE
Piaski rezydualne są produktem mechanicznej lub chemicznej dezin
tegracji skał odsłaniających się na dużych głębokościach. Składają się
one z ziarn najbardziej odpornych minerałów łub skał. Są źle wysorto-
wane oraz pozbawione frakcji pyłowej i frakcji drobniejszych.
Osady kopalne
Wśród osadów kopalnych, które mogą być interpretowane jako utwory
pelagiczne, znajdują się zarówno dokładne odpowiedniki osadów współ
czesnych, jak i takie, których analogie ze współczesnymi osadami pela-
gicznymi są dość dalekie.
W stanie kopalnym zostały rozpoznane muły radiolariowe, globige-
rynowe, kokkolitowe, brunatny ił głębinowy, utwory manganowe i inne.
Muły radiolariowe uległy przekształceniu w radiolaryty i mułowce ra
diolariowe, muły globigęrynowe w odpowiednie wapienie i margłe. Jed
ne i drugie są często spotykane w licznych seriach geosynklinalnych.
Niektóre odmiany kredy, szeroko rozprzestrzenionej w osadach mórz
epikontynentalnych, odpowiadają współczesnym mułom kokkolitowym.
Klasycznym przykładem brunatnych iłów głębinowych w osadach
kopalnych jest kompleks żółtych, brunatnych i czerwonych iłów wystę
pujących w utworach kredy na wyspie Timor. Jedynymi szczątkami or
ganicznymi są w nich liczne skorodowane skorupki radiolarii, zęby i ko-
Rycina 12-105.
Profil pelagicznych osadów wa
piennych przykrytych utwora
mi gipsowymi i wapieniami ra
fowymi, kampan — miocen,
Cypr (według: Robertson &
Hudson in Jenkyns 1978)
534 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
ści ryb. Ponadto zawierają one równie liczne konkrecje manganowo-że
laziste, których skład chemiczny odpowiada współczesnym konkrecjom
głębokomorskim (Jenkyns 1978).
W masywie Troodos na Cyprze rozpoznano odpowiedniki utworów
gromadzących się na współczesnych aktywnych grzbietach oceanicznych.
Reprezentowane są one przez jasnobrązowe pelityczne mułowce, pozba
wione węglanu wapnia, natomiast bogate w żelazo, mangan i ziemie
rzadkie. Spoczywają one na nierównej powierzchni podmorskich poto
ków law bazaltowych i są przykryte przez serię radiolarytów. Ich skład
chemiczny i pozycja w profilu stratygraficznym (ryc. 12-5) są głównymi
argumentami przemawiającymi za przyjętą interpretacją (Robertson &
Hudson 1973).
Pelagiczny charakter jest powszechnie przypisywany również licz
nym odmianom wapieni, które nie mają swoich bezpośrednich odpo
wiedników we współczesnych osadach oceanicznych. Są to na ogół mi-
krytowe lub biomikrytowe czyste wapienie, zawierające co najwyżej
nieznaczną domieszkę bardzo drobnoziarnistego materiału terygeniczne
go. Podstawowy składnik biogeniczny stanowią w nich szkielety organiz
mów planktonicznych. Szczątki organizmów bentonicznych poza otwor-
nicami, o ile występują, są bardzo nieliczne. Do najbardziej znanych
przykładów tego rodzaju utworów należą m.in. wapienie kalpionellowe,
aptychowe, „wapienie bulaste" i zawierające konkrecje krzemionkowe,
tzw. wapienie rogowcowe. Zwięzły i instruktywny przegląd różnych ko
palnych osadów pelagicznych podaje Jenkyns (1978).
LITERATURA KOMENTOWANA 5 3 5
536 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE
LITERATURA KOMENTOWANA
538 ŚRODOWISKA-SEDYMENTACYJNE
1