4

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Struktury sedymentacyjne są zjawiskami w skali makroskopowej i ob­

serwowane są przede wszystkim w odsłonięciach oraz w odpowiednio
dużych okazach. Widoczne są one w osadzie dzięki lokalnym zmianom
jego cech teksturalnych, a także zmianom składu mineralnego.

Struktury sedymentacyjne są formami przestrzennymi i w wielu

przypadkach górna granica ich wielkości jest trudna do sprecyzowania.
W praktyce o strukturach sedymentacyjnych mówi się wówczas, gdy są
one dostrzegalne w normalnej wielkości odsłonięciach, natomiast w przy­
padku pokrewnych genetycznie lecz większych zjawisk stosuje się ra­
czej termin „geometria osadu".

W sposób najbardziej ogólny struktury sedymentacyjne dzieli się

na dwie grupy: pierwotne i wtórne. Pierwotne struktury sedymentacyj­
ne tworzą się w czasie powstawania osadu lub też później, lecz jeszcze
przed zaawansowaną konsolidacją utworów, w których występują. Struk­
tury te powstają dzięki procesom depozycji, erozji lub deformacji, nie­
rzadko ze~ sobą współdziałających. Powstawanie struktur pierwotnych
w ziarnowym materiale osadowym zależy wyłącznie lub w znacznym
stopniu od czynników fizycznych. Dlatego też wiele struktur tego same­

go typu występuje w osadach o różnym składzie mineralnym. Pierwot­
ne struktury sedymentacyjne dostarczają bardzo ważnych przesłanek do

^określania warunków, w jakich zachodziło gromadzenie osadu i na nich

w znacznym stopniu opiera się interpretacja środowiska sedymentacyj­
nego. W poznaniu genezy omawianych struktur podstawową rolę ode­
grały i odgrywają sedymentologiczne badania osadów współczesnych,
a poważne znaczenie mają także badania eksperymentalne.

Wtórne struktury sedymentacyjne mają zawsze charakter postdepo-

zycyjny i w większości zawdzięczają swe powstanie procesom diagene-
zy; dlatego też struktury należące do tej grupy nazywane są także dia-

120 STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

genetycznymi. Ze względu na zakres tej książki, struktury wtórne
pominięte są w tym rozdziale niektóre z nich są jednak omawiane

w rozdz. 7 i 8.

Nazwy poszczególnych struktur sedymentacyjnych mają przeważnie

charakter opisowy i oparte są głównie na kryteriach geometrycznych.
Niektóre struktury, a przede wszystkim ich zespoły określane są także
nazwami o znaczeniu genetycznym. Zarówno w literaturze polskiej jak
i zagranicznej terminologia dotycząca struktur sedymentacyjnych nie
zawsze jest jednoznaczna, istnieje sporo synonimów, a niekiedy te same
nazwy stosowane są do określenia różnych typów struktur.

Systemy klasyfikacji struktur sedymentacyjnych przedstawione

w dotychczasowej literaturze różnią się niejednokrotnie zarówno pod
względem zastosowanych kryteriów podziału, jak i podejściem do zagad­
nień nomenklatury (Pettijohn 1957; Pettijohn & Potter 1964; Conybeare
& Crook 1968-. Chabakow 1969). Niekiedy stosuje się podział pierwotnych
struktur na dwie grupy; jedna obejmuje różne rodzaje warstwowania
łącznie z jego deformacjami, druga zaś struktury rozwinięte na powierz­
chniach warstw. W niniejszym rozdziale ogólny podział struktur prze­
prowadzony jest z genetycznego punktu widzenia. Wzięto przy tym pod
uwagę proces, który głównie przyczynił się do powstania danej struk­
tury. Na tej podstawie wydzielone zostały cztery główne grupy struktur
pierwotnych: depozycyjne, erozyjne, deformacyjne i biogeniczne. Po­
dział ten musi być jednak traktowany liberalnie, bowiem w powstawaniu
wielu struktur współdziałały ze sobą różne procesy, np. depozycja i ero­
zja. Omówienie jednostek warstwowania, które poprzedza szczegółową
część tego rozdziału, ma na celu wyjaśnienie zasad wydzielania tych
jednostek i związanej z tym terminologii.

J E D N O S T K I W A R S T W O W A N I A

Pojęcia podstawowe

Warstwowanie jest cechą większości utworów osadowych, zarówno luź­
nych jak i zlityfikowanych. Polega ono na występowaniu indywidualizu­
jących się nagromadzeń osadu — warstw, oddzielonych od siebie grani­
cami powstałymi w wyniku procesów sedymentacyjnych. Granice między
warstwami są ostre lub stopniowe (gradacyjne). Wyrażone są one w róż-
ny sposób: przez zmianę składników osadu, jego cech teksturalnych lub
struktur sedymentacyjnych, względnie przez obecność powierzchni nie­
ciągłości (np. powierzchni erozyjnej). W przypadku granic gradacyjnych
wyznaczenie ich musi być przeprowadzone arbitralnie. Długość i szero­

kość każdej warstwy są zdecydowanie większe od jej miąższości. N i e ­
które osady są bardzo wyraźnie warstwówane, w innych warstwowanie

zaznacza się słabo, zaś część osadów pozbawiona jest warstwowania. Ist-

JEDNOSTKI WARSTWOWANIA

niejące w osadach warstwy reprezentują często układy hierarchiczne,
w skład których wchodzą jednostki warstwowania dwóch lub wię­
cej rzędów.

Ze względu na zróżnicowanie występujących w przyrodzie warstw,

ustalenie pełnego, konsekwentnego i ściśle zdefiniowanego ich podziału
jest bardzo trudne, a przy tym wydaje się niecelowe, niemniej jednak
podjęto tego rodzaju próby (Campbell 1967). Względy praktyczne prze­

mawiają natomiast za stosowaniem możliwie jednoznacznego nazewnic­

twa w odniesieniu do pospolicie występujących typów warstw. Poniżej
podane są podstawowe zasady tego nazewnictwa i najważniejsze
z używanych terminów, a, szczegóły zawarte i są w dalszych częściach
rozdziału.

W nazewnictwie dotyczącym występujących w osadach jednostek

warstwowania niezbędne jest stosowanie dwóch rodzajów terminów: cał­
kowicie ogólnych i bardziej szczegółowych. Warstwa jest terminem ogól­
nym; nie precyzuje on rozmiarów tak określanego nagromadzenia osa­
du, składu mineralnego, cech teksturalnych, struktur sedymentacyjnych
i zwięzłości, ani też nie wyklucza występowania w obrębie danej war­
stwy mniejszych, podrzędnych warstw. W ogólnym znaczeniu używany
jest też termin warstwowanie, którym określamy zjawisko występowa­
nia warstw. Górna powierzchnia każdej warstwy nazywana jest jej stro­

pem, a dolna spągiem. Do charakterystyki geometrycznych cech powierz­

chni granicznych warstw stosuje się terminy opisowe: płaskie, wklęsłe,
wypukłe, faliste rytmicznie, faliste nierytmicznie, zbieżne itp.

Rycina 4-1.
Schemat jednostek warstwowa
nia: lamina, zestaw lamin, wie-

lozestaw

Do pospolicie używanych terminów o bardziej sprecyzowanym zna­

czeniu należą przede wszystkim lamina i ławica. Laminą nazywa się war­
stwę o niewielkiej miąższości, rzędu milimetrów lub centymetrów (ryc.
4-1). Do niedawna określano tak jedynie warstwy o miąższości mniejszej
niż 1 cm; ta sztuczna granica okazała się jednak z wielu względów nie-

122 STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

wygodna i obecnie została zarzucona. Laminy obserwowane makrosko­
powo przeważnie nie wykazują wewnętrznego warstwowania i w zasa­
dzie mogą być uznane za najmniejsze warstwy występujące w osadzie.

Zdarza się jednak, że w obrębie niektórych lamin dopatrzyć się można
obecności jeszcze mniejszych warstewek. Zazwyczaj laminy wystę­
pują w grupach; taki rodzaj warstwowania określa się mianem la-

minacji.

Termin ławica używany jest w odniesieniu do grubszych warstw,

które szczególnie wyraźnie indywidualizują się w profilu osadów i za­
znaczają się jako stosunkowo duże, główne jednostki warstwowania da­
nej sekwencji utworów osadowych (ryc. 4-2). Miąższość ławic jest na
ogół rzędu decymetrów lub metrów, zdarzają się jednak ławice o kilku­
centymetrowej zaledwie miąższości. W i e l e ławic ma mniej lub bardziej
złożoną budowę i w ich obrębie występują różnego typu mniejsze war­
stwy. Dość pospolite są także ławice, które nie wykazują wewnętrznego
warstwowania.

W polskim nazewnictwie geologicznym istnieje tendencja, aby ter­

minu ławica używać jedynie w odniesieniu do stosunkowo zwięzłych skał.

Z sedymentologicznego punktu widzenia korzystne jest jednak stosowa­

nie tego terminu niezależnie od stopnia lityfikacji osadu.

Spośród terminów o bardziej sprecyzowanym znaczeniu wymienić

trzeba także zestaw lamin i wielozestaw (zob. ryc. 4-1). Są one przede
wszystkim stosowane do jednostek reprezentujących struktury warstwo­
wania przekątnego (McKee & W e i r 1953). Zestaw lamin (ang. set of la-
minae, laminaset)

składa się z grupy sąsiadujących z sobą lamin, które

ułożone są w pewnym porządku geometrycznym, i wspólnie indywidua­
lizują się jako jednostka warstwowania wyższego rzędu. W przypadku
lamin przekątnych, zestaw lamin jest podstawową strukturą warstwowa­
nia przekątnego. Wielozestawem (ang. coset) nazywana jest warstwa
złożona z dwóch lub więcej zestawów lamin, z których każdy jest tego

JEDNOSTKI WARSTWOWANIA

samego typu i rzędu wielkości. W ścisłym znaczeniu termin ten stoso­
wany jest w tym przypadku, gdy cała grupa takich zestawów ograni­
czona jest wyraźnymi powierzchniami nieciągłości i wskutek tego indy­
widualizuje się w profilu jako osobna, złożona warstwa; często tego ro­
dzaju warstwy zasługują na miano ławic. W znaczeniu bardziej potocz­
nym wielozestaw to grupa podobnych zestawów.

Niejednokrotnie przy opisach osadów warstwowanych wymienione

wyżej terminy okazują się niewystarczające. Stosuje się wówczas do­
datkowo takie terminy jak: pakiet, zespół lub wiązka warstw (np. lamin
lub ławic), człon laminy lub ławicy itp.

Miąższość i zasięg laterałny warstw

Cechami każdej, warstwy są jej miąższość i zasięg lateralny. Spośród
wielu klasyfikacji miąższości warstw w literaturze sedymentológicznej
częściej używane są podziały zaproponowane przez M c K e e i Weira

(1953), Ingrama (1954), Grumbta (1969) i Campbella (1967). Ten ostatni
oparty jest w zasadzie na podziale Ingrama, różni się jednak zastoso­
waniem oddzielnej skali dla ławic (lub zestawów lamin) i dla lamin.
W tej książce (tab. 4-1) przyjęta jest klasyfikacja Campbella, zmodyfi­

kowana nieco w zakresie skali miąższości lamin. Modyfikacja polega na

wprowadzeniu dodatkowo wartości granicznej 0,1 cm, co wydaje się ce­
lowe ze względów praktycznych. Od określeń poszczególnych klas miąż­
szości urabiane są odpowiednie określenia przymiotnikowe, takie jak
gruboławicowy, cienkoławicowy, grubolaminowy itd.

Tabela 4-1. Skala miąższości ławic i lamin

Według Campbella 1967, częściowo zmodyfikowana w części dotyczącej lamin

Miąższość jednostek warstwowania występujących w danej sek­

wencji osadów jest przedmiotem analizy statystycznej przeprowadzanej
w aspekcie sedymentologicznym. Analiza ta dotyczy najczęściej ławic
i polega zwykle na obliczeniu średniej miąższości, dominanty i standar­
dowego odchylenia oraz skośności. W wielu badanych seriach osadów
klastycznych rozkład miąższości warstw zbliżony jest do logarytmiczno-

normalnego, z występującą zawsze asymetrią rozkładu w kierunku

124

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-3.
Rozkład miąższości warstw w utworach fli­
szowych formacji Cerro Toro (górna kreda}
Chile (według: Scott 1966)

P i a s k o w c e zaznaczone białymi kółkami, łupki c z a r ­
n y m i

warstw cieńszych (ryc. 4-3). Miąższość warstw wyróżnionych jako ele­
menty cyklów (np. we fliszu) używana jest także jako jedno z kryte­
riów interpretacji zmian w procesie sedymentacji, a także do korelacji
zespołów cyklów. W tym celu zastosowano metody matematyczne do
badania szeregów czasowych (np. F. Simpson 1970).

W porównaniu z miąższością laterałny zasięg warstw jest znacznie

trudniejszy od stwierdzenia i przedstawienia liczbowego. W praktyce
zatem mówi się o zasięgu lateralnym stosując terminy opisowe {duży,
mały) w odniesieniu do badanego obszaru lub odsłonięcia lub jednostki
warstwowania wyższego rzędu (np. zasięg lamin w stosunku do rozmia­
rów zestawu), podając uzupełniające dane liczbowe.

W zespole nadległych warstw zróżnicowanie miąższości i lateralne-

go zasięgu poszczególnych warstw decyduje o regularności warstwowa­
nia. Z tego punktu widzenia Pettijohn i Potter (1964) wyróżnili ogólnie

STRUKTURY DEPOZYCYJNE 125

Rycina 4-4.
Cztery klasy warstwowania

(ilustracja do tab. 4-2)

cztery klasy warstwowania (ryc. 4-4, tab. 4-2). Klasy te mogą być po­

mocne w charakterystyce uławicenia i laminacji.

S T R U K T U R Y D E P O Z Y C Y J N E

Uiawicenie

Uławicenie należy do grupy struktur, które na ogół obserwowane być
mogą dopiero w odpowiednio dużych odsłonięciach. W przypadku zwię­
złych skał osadowych międzyławicowe powierzchnie graniczne (zwane
także fugami) są zazwyczaj głównymi powierzchniami poziomej oddziel-

ności skały; ich obecność podkreślona jest dzięki efektom wietrzenia,

ługowania i erozji (ryc. 4-5, 4-6).

Rycina 4-5. Uławicenie w utworach fliszowych: warstwy hieroglifowe, Zawoja (fot.

R. Gradziński)

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-6.

Grube i bardzo gru­
be ławice w wapie­
niach górnej jury
w okolicach Krako­
wa (fot. R. Gradziń-
ski)

W większości serii osadowych ławice ułożone są mniej więcej rów­

nolegle do pierwotnej, głównej powierzchni akumulacji danej serii. Przy
założeniu, że powierzchnia ta była zbliżona do poziomej, wyznacza się
istniejące obecnie, tektoniczne wychylenie badanych serii dokonując
pomiarów upadu i biegu (rozciągłości) powierzchni międzyławicowych
lub do nich równoległych. Pamiętać jednak trzeba, że w niektórych utwo­
rach osadowych całe pakiety ławic mogły być pierwotnie, sedymenta­

cyjnie nachylone pod dość znacznym kątem: dotyczy to m.in. detrytycz-
nych osadów przyrafowych, osadów łach meandrowych oraz osadów

delt o stromym stoku czołowym.

Uławicenie występuje w wielu osadach, bardzo różnych pod wzglę­

dem litologicznym. Część utworów osadowych nie wykazuje jednak

obecności ławic, przy czym niektóre osady pozbawione są całkowicie

warstwowania (np. spora część wapieni rafowych lub utworów moreno­
wych), inne zaś cechuje jedynie występowanie warstw nie zasługują­

cych na miano ławic (np. grube, monotonne serie laminowanych mułów

lub łupków).

Niektóre ławice pozbawione są struktur wewnętrznych lub też wy­

kazują w profilu jedynie gradację ziarna, inne składają się w całości
z wielokrotnie powtarzających się podrzędnych warstw tego samego ty-

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

pu (np. lamin lub ich zestawów). Nierzadko jednak wewnętrzna budo­
wa ławic jest bardziej skomplikowana i w profilu ławicy występuje kilka

części o odmiennych cechach, m.in. strukturach sedymentacyjnych. T e ­
go rodzaju elementy składowe ławicy określane bywają różnymi naz­
wami (zob. ryc. 4-2). Ich obecność dowodzi kilku etapów w procesie gro­

madzenia osadów tworzących obecnie ławicę i działania podczas tych

etapów różnych mechanizmów depozycji. Etapy takie mogą następować
bezpośrednio po sobie podczas jednego aktu sedymentacyjnego (np. przy
depozycji przez jeden prąd zawiesinowy) lub mogą być rozdzielone dłuż­
szymi przerwami. Przerwy takie zaakcentowane bywają śródławicowy-
mi powierzchniami erozji. Zdarza się, że takie powierzchnie śledzone la-
teralnie całkowicie zanikają, lub też — przeciwnie, przechodzą w nor­
malne powierzchnie międzyławicowe. Zjawisko bocznego łączenia się

dwóch lub więcej ławic w jedną wskutek zanikania dzielącej je powierz­
chni granicznej określane bywa jako ogólnie amalgamacja, a „połączo­
na ławica" — jako ławica amalgamowana (ryc. 4-7).

ŁAWICA

AMALGA­

MOWANA . ' ,

Rycina 4-7.

Ławica amalgamowana

Zjawisko uławicenia jest wynikiem wyraźnie zaznaczających się

zmian w procesie akumulacji lub przerw w gromadzeniu osadów, niekie­
dy podkreślonych erozją złożonego już materiału. Geneza uławicenia

pewnych osadów (np. utworów prądów zawiesinowych) została już sto­
sunkowo dobrze wyjaśniona. Ogólnie jednak jest to problem trudny i cią­

gle jeszcze słabo poznany, szczególnie w odniesieniu do osadów mor­
skich. Wśród głównych przyczyn, które mogą być powodem powstawa­

nia uławicenia w osadach, wymienić trzeba: sezonowe lub długookreso­

we zmiany klimatyczne, powtarzające się zjawiska katastrofalne (wielkie
powodzie, szczególnie silne sztormy, fale tsunami, grawitacyjne ruchy
masowe), zmiany wywołane wzrostem i wymieraniem organizmów, mi­

grację dużych form akumulacyjnych itd.

Laminacja

Laminacja należy do pospolitych struktur sedymentacyjnych i występu­
je w utworach osadowych o różnym składzie i o różnej genezie, Polega
ona na wielokrotnym powtarzaniu się warstw zasługujących na miano
lamin. Ze względu na nieznaczną miąższość lamin (ułamki milimetra do

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-8. Grube i bardzo grube laminy w piaskowcu (dolna część zdjęcia), wy­
żej soczewki piasku przedzielone falistymi laminami mułu; osady białego spągow-
ca (cechsztyn), kopalnia Lubin; zmniejszenie 2X (fot. T. Jerzykiewicz)

centymetrów) z reguły może być ona obserwowana nawet w niewiel­

kich okazach.

Laminacja zaznacza się w osadach w rozmaity sposób. Bardzo często

o indywidualizowaniu się lamin decydują przede wszystkim różnice
w wielkości ziarna; ułożone naprzemianlegle laminy składają się z ziarn
o kontrastowo różnych rozmiarach, bądź też w profilu poszczególnych

lamin zachodzi gradacja ziarna (normalna lub odwrócona), a skokowe

zmiany uziarnienia wyznaczają granice między laminami (ryc. 4-8). Zda­
rza się też, że naprzemianlegle laminy mają podobne ziarna frakcji grub­
szych, lecz są ubogie lub bogate w ziarna frakcji drobniejszych, które

tworzą spoiwo wypełniające. Zmianom uziarnienia towarzyszy nierzad­

ko zmiana składu mineralnego, a także zmiana barwy (ryc. 4-9). Znane
są też przypadki, w których makroskopowo dostrzegalne różnice między
laminami polegają jedynie na ich odmiennej barwie. W niektórych osa­

dach laminacja podkreślona bywa zawartością składników pochodzenia

organicznego, a w skrajnych przypadkach polega na naprzemianległości

warstewek złożonych z materiału biogenicznego i klastycznego.

Nazewnictwo i wydzielanie różnych typów laminacji opiera się na

rozmaitych kryteriach, dobieranych w zależności od potrzeb. Z punktu
widzenia pierwotnego ułożenia lamin w stosunku do poziomu, wyróżnia
się ogólnie laminację poziomą (w przypadku lamin mniej więcej hory­
zontalnych) i Iaminację nachyloną. Szczególnie pospolitą odmianą tej
drugiej jest laminacja przekątna, w przypadku której nachylone laminy

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

Rycina 4-9.
Grube laminy piaszczyste
na przemian z średnimi la­
minami mułu; warstwy po-
rębskie (namur), Górny
Śląsk; wielkość naturalna
(fot. M. Doktor)

tworzą grupy będące strukturami warstwowania przekątnego; ten typ
laminacji omówiony jest w dalszej części rozdziału.

Biorąc za kryterium kształt lamin, wyróżnia się przede wszystkim

płaską laminację równoległą (ryc. 4-10), regularną lub nieregularną lami­

nację falistą, a także laminację soczewkową (ryc. 4-11) (jeżeli większość

lamin ma postać soczewek o nieznacznym zasięgu lateralnym w porów­

naniu z ich miąższością).

Geneza warstwowania o charakterze poziomej laminacji jest roz­

maita. W niektórych osadach rytmiczne powtarzanie się litologicznie

9 Z a r y s s e d y m e n t o l o g i i

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-10. Płaska laminacja w osadach eolicznych; piaskowce z Tumlina, dolny
trias; podziałka centrymetrowa (fot. R. Gradziński)

różnych lamin bywa rezultatem okresowych, niekiedy sezonowych zmian

w warunkach sedymentacji, powodowanych np. rytmem pływów, drob­

nymi wahaniami w dostawie materiału osadowego do zbiornika, zmia­
nami koncentracji składników rozpuszczonych w wodzie, zakwitami plan­
ktonu itd. Niejednokrotnie jednak proces sedymentacji całej, nawet gru­
bej warstwy laminowanego osadu zachodzi w zasadniczo jednakowych
warunkach, zaś naprzemianległość różniących się między sobą lamin jest
wynikiem drobnych fluktuacji, charakterystycznych dla tego procesu.

Typowych, pospolitych przykładów dostarcza płaska laminacja piasków

Rycina 4-11. Laminacja falista i soczewkowa; warstwy porębskie (namur), Górny

Śląsk; wielkość naturalna (fot. M. Doktor)

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

deponowanych przez prąd w fazie zrównanego dna (górnego płaskiego
dna) w górnym reżimie przepływu lub w fazie dolnego płaskiego dna
w dolnym reżimie przepływu (zob. ryc. 2-14, 2-15). Powstawanie takiej
laminacji stwierdzono zarówno eksperymentalnie (Simons et al. 1965),
jak i w warunkach naturalnych przepływów (Harms & Fahnestock 1965;
Picard & High 1973).

Mechanizm, dzięki któremu w warunkach prądowej depozycji pias­

ku lub pyłu dochodzi do powstawania poziomych, naprzemianległych

lamin złożonych z ziarn o większej i mniejszej średnicy, nie jest jeszcze

w pełni wyjaśniony. Zdaniem Kuenena (1966) główną przyczyną jest ten­

dencja do grupowania się w warstwie przyściennej ziarn o podobnych
rozmiarach, wskutek czego tworzy się warstewka ziarn ściśle upakowa­
nych, która zostaje unieruchomiona i przywiera do podłoża. Bridge (1978)
przedstawił ostatnio hipotezę dotyczącą powstawania tego rodzaju lami­
nacji w turbuletnej warstwie przyściennej. Według tego autora, powta­
rzające się fluktuacje gradientu prędkości powodują następowanie po
sobie epizodów podrywania i opadania ziarn, co prowadzi do selektyw­

nej ich depozycji. Taki proces zachodzić może również w warunkach
dolnego reżimu przepływu. Przywieranie do podłoża ziarn transpor­
towanych trakcyjnie przez prąd określane jest ogólnie mianem prądowej
akrecji.

W niektórych osadach płaska laminacja — pozioma lub nachylona,

powstaje w rezultacie migracji riplemarków. Każda z lamin jest tam
resztką osadu, pozostałą na miejscu po przesunięciu się riplemarka. Te­

go rodzaju laminacja jest pospolita w piaskach eolitycznych (Hunter

1977a); wskutek małego zróżnicowania średnicy ziarna, warstwowanie

przekątne w obrębie poszczególnych lamin bywa zazwyczaj niedostrze­
galne makroskopowo.

Lateralny zasięg pojedynczych lamin w osadach ziarnistych jest

zwykle rzędu decymetrów lub metrów. Zdarza się jednak, że laminy po­
wstające dzięki specyficznym warunkom sedymentacji mogą być śle­
dzone na dystansie dziesiątków, a nawet setek kilometrów; przykładem
są kokolitowe laminy w wapieniach jasielskich występujących w War­
stwach krośnieńskich w Karpatach (Haczewski 1980).

Lineacja oddzielnościowa

Powierzchnie, które powstają wskutek odspajania laminowanego pia­

skowca wzdłuż płaszczyzn oddzielności wykazują często charakterystycz­
ną rzeźbę określaną jako lineacja oddzielnościowa (ang. parting linea-

tion).

Elementami takiej rzeźby są płytkie zagłębienia i wypukłości,

w szczegółach nieregularne, lecz w ogólnym obrazie zorientowane rów­
nolegle (ryc. 4-12). Ich powierzchnie są na ogół płaskie, granice nato­
miast mają postać progów, których wysokość odpowiada zwykle kilku

9'

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-12. Lineacja oddzielnościowa; piaskowiec z warstw krościeńskich, Rudaw­
ka Rymanowska; zmniejszenie 2X (fot. S. Dżułyński)

średnicom ziarna. Często poszczególne wypukłości obrzeżone są kilko­

ma progami tworzącymi jakby stopnie. Na powierzchniach oddzielności
występują także podobnie zorientowane, równoległe smugi ziarn typu
miniaturowych smug prądowych; w obrębie smug skoncentrowane są
ziarna nieznacznie grubsze.

Zgodność wydłużenia elementów lineacji oddzielnościowej z kierun­

kiem deponującego prądu została już rozpoznana w połowie ubiegłego
stulecia. Od dawna też lineacja tego typu wykorzystywana jest jako
jeden ze wskaźników kierunkowych. Powszechnie przyjmuje się, że li­
neacja oddzielnościowa związana jest z cienką, płaską laminacja rów­
noległą tworzoną w fazie zrównanego dna górnego reżimu przepływu.
Wydaje się jednak, że niekiedy może ona także występować w podob­
nie laminowanym osadzie, deponowanym w warunkach dolnego reżimu
(Picard & High 1973). Obecność omawianych struktur stwierdzono
w utworach fliszowych, płytkomorskich, plażowych oraz rzecznych,

w tym również współczesnych. lineacja oddzielnościowa opisana także
została z laminowanych pyłowców (Picard & Hulen 1969).

Badania orientacji wydłużonych ziarn wykazały, ze są one ułożone

zasadniczo zgodnie z kierunkiem elementów lineacji oddzielnościowej,

przeważnie jednak zaznaczają się dwa maksima, odchylone symetrycz­

nie od wypadkowego kierunku o 15—30° (ryc. 9-13) (McBride & Yeakel

1963; J.R.L. Allen 1964a) (ryc. 4-13). Zdaniem Allena, występowanie smug

STRUKTURY DE&OZYCYJNi

Rycina 4-13. Schemat powstawania smug prądowych złożonych z grubszych ziarnn

po lewej widoczna lineacja oddzielnościowa

O b o k w y k r e s orientacji długich osi ziarn (na p o d s t a w i e : J. R. X. A l l e n 1964a, z m o d y f i k o w a n e )

prądowych i orientacja ziarna związane są z działaniem niewielkich spi­
ral prądowych. Nierównomierne upakowanie i orientacja ziarn wpływa­
ją na przepuszczalność osadu i są powodem zróżnicowanej cemen­
tacji skały, co z kolei uwidacznia się w nierównomiernej oddziel-
ności.

Podkreślić trzeba, że właściwie tylko smugi prądowe widoczne na

powierzchniach oddzielności są strukturami sedymentacyjnymi, zaś nie­

równomierna oddzielność skały jest jedynie wtórnym, pośrednim efek­
tem cech uzyskanych przez osad podczas depozycji. Powszechnie
jednak lineację oddzielnościowa włącza się do struktur sedymenta­
cyjnych.

Riplemarki

Riplemarki oraz pokrewne im formy (np. fale piaskowe) mają postać

nierówności („zmarszczek", pofalowań), które rozmieszczone są rytmicz­

nie na powierzchni luźnego osadu. Powstają one w wyniku przemie­
szczania niekohezyjnego materiału ziarnowego przez prądy wody lub
powietrza oraz jako rezultat oddziaływania falowania na dno (zob. rozdz.
2). Z punktu widzenia rzeźby, riplemarki mogą być traktowane wyłącz­
nie jako struktury powierzchniowe. Z reguły jednak rozwój riplemar-

ków prowadzi do powstawania charakterystycznych dla poszczególnych
typów riplemarków struktur wewnętrznych (np. warstwowania prze­

kątnego).

Ze względu na morfologiczne zróżnicowanie riplemarków, szczegó-

łowa charakterystyka ich kształtu i rozmiarów wymaga dokonania po-

134 STRUKTURY SEDYMENTACYJNE \

Rycina 4-14 Schemat przekroju riplemarka

miarów szeregu elementów (ryc. 4-14, 4-15), a to: wysokości h, rozstępu

s, długości strony podprądowej s

a

i zaprądowej s

b

.

długości riplemarka

l,

długości linii grzbietu riplemarka l

d

, odchylenia linii grzbietu od linii

prostej l

d

,

odległości między dwoma punktami bifurkacji, tj. rozdzielania

się grzbietu riplemarka l

b

,

kąta nachylenia stoku podprądowego i zaprą-

dowego oraz maksymalnego i minimalnego rozstępu riplemarków w da­
nym zespole.

Rycina 4-15. Niektóre wymiary riplemarków mierzone w płaszczyźnie poziomej

(przykład schematyczny)

Dane liczbowe uzyskane z takich pomiarów pozwalają na obliczenie

siedmiu wskaźników (Tanner 1967} zob. Gradziński et al. 1976, str. 203—
—206). Cały zespół tych wskaźników jest pomocny w odróżnieniu riple­
marków o różnej genezie. Podstawowe znaczenie dla charakterystyki
kształtu riplemarków w przekroju poprzecznym (ac) mają: wskaźnik prze­
kroju, tj. stosunek rozstępu do wysokości s/h i wskaźnik symetrii,.-tj. sto­
sunek długości strony podprądowej (lub ogólnie — dłuższego, mniej na­
chylonego zbocza) do strony podprądowej (s

a

/s

b

).

Pod względem kształtu riplemarków w planie wyróżnić można naj­

bardziej ogólnie trzy główne typy. Pierwszy to riplemarki proste (ang.

straight ripples),

o grzbietach mniej więcej prostolinijnych. Drugi to ri­

plemarki językowate (ang. linguoid ripples) przypominające j ę z y k i w y -

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

sunięte w kierunku, w którym płynie prąd. T y p trzeci to riplemarki pół-
księżycowate (ang. lunate ripples),. o grzbietach wygiętych w stronę prze­

ciwną (tj. jest wklęsłych patrząc pod prąd): riplemarki tego typu przy­
pominają miniaturowe barchany.

W zależności od wzoru, jaki w planie tworzą grzbiety riplemarków,

JiR.L. Allen (1968) wyróżnił dziesięć typów riplemarków prądowych (ryc.
4-16). Podkreślić trzeba, że riplemarki obserwowane w naturze mają
zwykle bardziej skomplikowane wzory niż na wspomnianej rycinie.

Riplemarki podwodne

W ośrodku wodnym małe riplemarki formowane są bądź przez prąd, bądź
w wyniku falowania, względnie wskutek wspólnego działania falowania

i prądu. W zależności od tego różnią się one cechami morfologicznymi

(Harms 1969). W praktyce wyróżnia się dwie grupy małych riplemar­

ków podwodnych: prądowe i falowe, zaliczając do tej drugiej grupy rów­
nież i takie riplemarki, które powstają przy częściowym współdziałaniu

prądu.

Małe riplemarki prądowe powstają w warunkach dolnego reżimu

przepływu (rozdz. 2). Mają one wyraźnie asymetryczny profil, przy czym

stok zaprądowy jest stromszy i na ogół ma dobrze zaznaczoną, górną
krawędź. W planie kształt riplemarków prądowych bywa zróżnicowany.

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Stwierdzono, że w miarę wzrostu prędkości przepływu grzbiety riple­

marków stają się coraz krótsze i bardziej wygięte, ą wysokości i roz­
stępy riplemarków w obrębie danego ciągu stają się bardziej zróżnico­
wane (ryc. 4-17). Wskaźnik przekroju małych riplemarków prądowych
waha się przeważnie w zakresie od 8 do 15, a wskaźnik symetrii jest
zwykle większy od 3. Riplemarki tego rodzaju zbudowane są niemal
w całości z lamin przekątnych, które nachylone są w tę samą stronę co
stromszy stok.

Riplemarki falowe zazwyczaj mają zaokrąglony profil grzbietu. By­

wają one zarówno symetryczne, jak i asymetryczne. Te drugie często
formowane są na dnie przybrzeża, w strefie, oddziaływania fal ulegają­

cych transformacji (str. 72, 471), W porównaniu z prądowymi, wśród

grupy riplemarków falowych bardziej pospolite są formy o długich, nie­
mal prostych, miejscami bifurkujących grzbietach. Wysokość riplemar

r

ków falowych może dochodzić do 25 cm, wskaźnik przekroju wy­
nosi przeważnie od 6 do 8, a wskaźnik symetrii jest z reguły mniejszy
od 3.

Niektóre asymetryczne riplemarki falowe mają podobną budowę

wewnętrzną jak riplemarki prądowe. Większość riplemarków falowych

STRUKTURY DEPOZYCYJNE 137

NIEREGULARNA, FALISTA DOLNA GRANICA WARSTWY

Rycina 4-18. Struktury riplemarków falowych (schemat) według: Boersma in: de
Raaf et al. 1977)

wykazuje jednak charakterystyczny zespół cech (Boersma, in de Raaf

et al.

1977), który pozwala odróżnić je od riplemarków prądowych.

Poszczególne riplemarki falowe, które sąsiadują ze sobą w jednym

ciągu, różnić się mogą dość znacznie zarówno stopniem asymetrii jak
i kierunkiem nachylenia stromszego zbocza (ryc. 4-18). Wewnętrzna bu­

dowa często nie odpowiada rzeźbie, czego wyrazem jest np. obecność

nachylonych w jednym kierunku lamin w obrębie symetrycznego riple­

marka lub też nachylenie lamin przekątnych w kierunku przeciwnym niż
nachylenie stromszego zbocza asymetrycznego riplemarka (ryc. 4-19).
Wewnętrzna budowa riplemarków falowych zazwyczaj jest złożona i cha-

Rycina 4-19. Struktury wewnętrzne riplemarków falowych; piaskowce z Tumlina,

dolny trias (fot. R. Gradziński), podziałka centymetrowa

rakteryzuje ją obecność wiązek lamin oddzielonych powierzchniami nie­
zgodności, ciągłe przechodzenie niektórych wiązek z jednego riplemar­
ka do drugiego, obecność szewronowego układu lamin pod grzbietem
riplemarka, a także obecność pojedynczych lamin, którymi niekiedy
udrapowana bywa powierzchnia riplemarków. Dolna granica warstwy
utworzonej przez ciąg riplemarków falowych ma przeważnie postać po­
łączonych, nieregularnych zagłębień lub jest falista.

Osobną, zróżnicowaną morfologicznie grupę tworzą riplemarki in­

terferencyjne, powstające w wyniku interferencji fał. Grzbiety tych ri­
plemarków mają zwykle wzór wieloboczny.

Charakterystyczne struktury o złożonej genezie występują niekiedy na dnie płyt­

kich zbiorników stojącej wody, które powstają w lokalnych zagłębieniach wskutek opa-

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-20. Rozmyte riplemarki prądowe i drobne riplemarki falowe; nieczynne,
boczne koryto na łasze ż w i r o w e j ; rzeka Obichingoł (fot. R. Gradziński)

dania poziomu wody w rzece. Struktury takie złożone są z rozmytych nieco starszych
riplemarków prądowych, na które nałożone są mniejsze od nich riplemarki falowe (ryc.
4-20). Zazwyczaj są one poprzecznie zorientowane do riplemarków prądowych i wystę­
pują w ich bruzdach.

Riplemarki eoliczne

Wśród drobnych form depozycyjnych, które powstają w wyniku działa­
nia wiatru (zob. rozdz. 2), najpospolitsze są riplemarki zbudowane z dro­

bno lub średnioziarnistego piasku, zwane eolicznymi riplemarkami pia­

szczystymi (ang. aeolian sand ripples). Grzbiety ich są na ogół długie,

proste lub bardzo nieznacznie kręte, miejscami bifurkujące, zorientowa­
ne prostopadle do kierunku wiatru. Wysokość ich jest rzędu milime­
trów i rzadko nieznacznie przekracza 1 cm, rozstęp jest zwykle mniej­
szy niż 20 cm. Wskaźnik przekroju waha się w granicach 15—20, wskaź­

nik symetrii mieści się w granicach 2—4. W grzbietowej części riple­

marków eolicznych przeważają ziarna grubsze. W przypadku osadów

kopalnych, taka koncentracja ziarn grubszych ułatwia odróżnienie riple­

marków eolicznych od podwodnych. Riplemarki eoliczne przeważnie nie
wykazują dostrzegalnych makroskopowo struktur wewnętrznych; zdarza

się jednak, że widoczne są w nich delikatne laminy przekątne (Hunter

1977a).

STRUKTURY DEPOZYCYJNE 1 3 9

Riplemarki Żwirkowe (ang. granule ripples), nazywane też grzbieta­

mi poprzecznymi, zbudowane są z piasku zawierającego sporą domieszkę

ziarn o średnicy 2—4 mm (zob. str. 67). W grzbietowej części tych

riplemarków ziarna grube stanowią 50—80% osadu. Riplemarki żwirko-

we mają długie, proste grzbiety zorientowane poprzecznie do kierunku

wiatru. W porównaniu z riplemarkami piaszczystymi osiągają one więk­
szą wysokość (od kilku centymetrów do kilku decymetrów). Wskaźnik
przekroju waha się w granicach 12—20, najczęściej wynosi około 15.
W omawianych riplemarkach laminy przekątne bywają nieraz dobrze wi­
doczne (Sharp 1963).

Oddzielną genetycznie grupę tworzą riplemarki adhezyjne (ang.

adhesion ripples)

(Reineck 1955; Glennie 1970). Ich powstanie jest wy­

nikiem unieruchamiania na wilgotnym podłożu nawiewanych ziarn. W y ­
sokość ich jest rzędu milimetrów lub centymetrów, a stok podwietrzny

bywa gładszy i stromszy niż stok zawietrzny. Stok ten bywa też pokry­
ty drobnymi wzgórkami, określanymi jako brodawki adhezyjne. W e ­
wnętrzne struktury riplemarków adbezyjnych przypominają nieregular­
ną laminację falistą.

Warstwowanie przekątne

Warstwowanie przekątne (ang. cross-stratification) należy do struktur
występujących często w osadach złożonych z materiału ziarnowego,
a przede wszystkim w złożonych z ziarn o frakcji piasku. Określane tym
mianem struktury składają się z warstw zwanych przekątnymi (ang.

cross-stratum),

sedymentacyjnie nachylonych w stosunku do pierwotnie

poziomej powierzchni. W ogromnej większości struktur warstwowania
przekątnego warstwy przekątne są laminami; w tych przypadkach moż­

na używać bardziej precyzyjnego terminu — laminacja przekątna, po­

tocznie jednak mówi się o warstwowaniu przekątnym.

Warstwowanie przekątne powstaje w rezultacie depozycji materia­

łu ziarnowego przemieszczanego przez prąd wody lub powietrza. W do­

minującej części omawianych struktur laminy przekątne powstają wsku­

tek lub przy współudziale lawinowego osypywania się ziarn na zaprą-

dowych stokach form dna i innych nierówności, rzadziej powstają one

w wyniku akrecyjnego przyrostu na nachylonej powierzchni, zaś
sporadycznie zawdzięczają swe powstanie innym mechanizmom depo­
zycji.

Mianem warstwowania przekątnego nie określa się jednak wszyst­

kich struktur złożonych z sedymentacyjnie nachylonych warstw. W ta­
kich przypadkach, jak warstwowanie stożków osypiskowych, nachylo­

ne ułożenia warstw związane z lateralnym przyrostem osadów na wypu­
kłym brzegu koryt lub nachylenie warstw powstałe na nierównym pod-

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

łożu dzięki opadaniu drobnych ziarn wyłącznie z zawiesiny, używa się

terminu warstwowanie nachylone (ang. inclined stralification).

Cechy struktur

Struktury warstwowania przekątnego są trójwymiarowe i ich obraz geo­

metryczny zależy od przekroju, w którym są obserwowane. Dla jedno­
znaczności opisu korzystne jest stosowanie układu wzajemnie prostopa­
dłych osi (ryc.4-21). Oś a jest pozioma i równoległa do kierunku ma­

ksymalnego upadu lamin przekątnych tworzących dany zestaw, oś c pio-

nowa, zaś oś b poprzeczna do a i c. Jak widać na wspomnianej rycinie,
w przekroju ac różne typy warstwowania przekątnego mogą przedsta­
wiać się podobnie, zaś w przekroju bc niektóre typy warstwowania prze­
kątnego nie ujawniają się i zarysy ich lamin przekątnych sprawiają wra­
żenie laminacji. poziomej.

Rycina 4-21. Warstwowanie przekątne rynnowe (z prawej) i płaskie — tabularne
i klinowe (z lewej)

Strzałka oznacza kierunek p f z e p ł y w u

i „

Podstawową strukturą warstwowania przekątnego jest zestaw la­

min przekątnych. Ograniczające go powierzchnie są przeważnie erozyj­

ne, rzadziej są jedynie wynikiem przerw w sedymentacji. Zdarza się

także, że granice zestawu mają charakter gradacyjny. Powierzchnie gra­

niczne zestawów są płaskie lub wygięte; ich kształt i wzajemny układ

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

decyduje o kształcie całego zestawu. Z tego punktu widzenia wyróżnia
się dwa główne typy struktur warstwowania przekątnego: płaskie (ogra­

niczone mniej więcej płaskimi powierzchniami) i rynnowe (o wklęsłych

dolnych powierzchniach). Do pierwszego typu należą zestawy tabular­
ne, w przypadku których obie powierzchnie graniczna są mniej więcej
równoległe na stosunkowo znacznym odcinku oraz zestawy klinowe
o wyraźnie zbieżnych powierzchniach granicznych.

Do dolnej powierzchni zestawu laminy przekątne dochodzą kątowo

lub stycznie (tangencjalnie) (ryc. 4-21) z górną powierzchnią kontaktu­
ją one zazwyczaj kątowo. Jeżeli laminy dochodzą stycznie do obu po­
wierzchni granicznych, wówczas w przekroju ac zarysy lamin mają

kształt sigmoidalny. Styczny kontakt lamin z górną powierzchnią zesta­
wu dowodzi, że nie ma ona charakteru erozyjnego. W niektórych, osa­
dach, np. w piaskach plażowych lub w piaskach wydm eolicznych, wy­
stępują zestawy, w których laminy ułożone są równolegle lub niemal
równolegle do dolnej, pierwotnie nachylonej powierzchni zestawu (por.

ryc. 12-67, 12-29).

Rycina 4-22. Laminy przekątne widziane w przekrojach pionowych

Rząd g ó r n y (przekroje r ó w n o l e g ł e do kierunku p r z e p ł y w u ) : A — k ą t o w e dochodzenie laminy, do
dolnej i górnej powierzchni granicznej zestawu, B — styczne dochodzenie lamin do dolnej p o w i e r z -
chni granicznej zestawu, w k l ę s ł e z a r y s y lamin, C — styczne dochodzenie lamin do dolnej i g ó r n e j
powierzchni zestawu, sigmoidalne zarysy lamin; rząd dolny ( p r z e k r o j e poprzeczne do kierunku prze­

p ł y w u ) zarys lamin: D — prosty poziomy, E — w k l ę s ł y , F— w y p u k ł y , G — falisty

Laminy przekątne są płaskie albo w różny sposób wygięte. W za­

leżności od tego ich zarys w różnie zorientowanych przekrojach przed­

stawia się rozmaicie (ryc. 4-22). W zestawach rynnowych ułożenie lamin

przekątnych, obserwowane w przekroju ab lub bc może być symetryczne

lub asymetryczne (ryc. 4-23).

Rycina 4-23. Symetryczny. ( A ) i asymetryczny (B) układ lamin przekątnych w ze­
stawie rynnowym

f

142 STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

(Jopling 1966a, b

;

J.R.L. Allen 1968).

Laminy przekątne formowane na stoku zaprądowym składają się wy­

łącznie lub w dominującej części z materiału ziarnowego, który do gór­
nej krawędzi stoku transportowany jest trakcyjnie. Ziarna ślizgające się
i toczone przesypują się przez górną krawędź stoku, ziarna drobniejsze

(przemieszczane skokowo) wyrzucone są poza krawędź i następnie opa­

dają bliżej lub dalej na stoku, a nawet na jego przedpolu (ryc. 4-24).

Transport materiału w dół po stoku zaprądowym ma głównie charakter

Zazwyczaj kąt nachylenia (upadu sedymentacyjnego) lamin przekąt­

nych jest różny w różnych miejscach zestawu. Dlatego też uwzględnia się

przede wszystkim maksymalny kąt tego nachylenia obserwowany w da­

nym zestawie i wyróżnia się zestawy o nachyleniu lamin: niewielkim

(do 15°), umiarkowanym (15—25°) i dużym (powyżej 25°); odpowiednio

można też mówić o nisko-, średnio- i wysokokątowym warstwowaniu
przekątnym.

Podobne zestawy lamin przekątnych bardzo często są zgrupowane

w wielozestawy. Zestawy, które w sekwencji występują pojedynczo
i różnią się zasadniczo od niżejległych i nadległych zestawów, określa­

my jako odosobnione. Niektóre zestawy lamin przekątnych są całkowi­

cie izolowane i otoczone są osadem o zdecydowanie odmiennym cha­

rakterze litologicznym (np. przekątnie laminowane soczewki piasku

tkwiące w mułowcu).

Miąższości zestawów wahają się w bardzo szerokich granicach, od

kilku milimetrów do metrów. Miąższość charakteryzuje się bądź liczbo­
wo bądź opisowo, opierając się na odpowiedniej skali miąższości (tab.

4-2). Można więc mówić o zestawach bardzo cienkich (do 3 cm), cien­
kich (3—10 cm) itd. W celu wstępnego odróżnienia zestawów lamin prze­
kątnych, które mogą być genetycznie związane z małymi riplemarkaml

od zestawów związanych z większymi formami dna, stosowany bywa

także ogólny, odrębny podział na zestawy o małej i o dużej skali; zgod­

nie z propozycją J.R.L. Allena (1968) jako wielkość graniczną między

nimi przyjmuje się 4 cm.

Powstawanie warstwowania przekątnego

Większość struktur warstwowania przekątnego powstaje w rezultacie
sukcesywnego przyrastania lamin przekątnych na zaprądowym stoku
różnych nierówności dna, przy którym następuje oderwanie strumienia.
Do takich nierówności należą przede wszystkim migrujące formy dna
dolnego reżimu przepływu, tj. małe i duże riplemarki oraz fale piasko­
we. Podobne warunki depozycji panują również na zaprądowym stoku
Wielu pojedynczych nierówności dna (np. na stoku niektórych łach rzecz­

nych), a także na zawietrznym stoku wydm eolicznych. Procesom depo­
zycji w tych warunkach poświęcono szereg badań doświadczalnych

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

Rycina 4-24. Depozycja w obrębie komórki wirowej na zaprądowym stoku i na je­

go przedpolu (według: Jopling 1966a, zmienione)

przemieszczania lawinowego. W tej części stoku, gdzie gromadzi się naj­
więcej ziarn, dochodzi do zestromienia stoku aż do przekroczenia kąta
naturalnego zsypu, co w rezultacie umożliwia powstawanie lawin. Jeżeli

gromadzenie materiału jest dość wolne, lawiny schodzą W mniej lub bar­

dziej regularnych interwałach; w miarę wzrastania szybkości gromadze­
nia lawiny schodzą coraz częściej; a wreszcie niemal ciągle. Lawinowe
przemieszczanie powoduje segregację ziarna w powstającym zestawie
lamin przekątnych. Grubsze ziarna grupują się w pobliżu stropu poje­
dynczej laminy. Ponadto ziarna o największej średnicy gromadzą się
w pobliżu podstawy stoku, a więc w dolnej części zestawu lamin.

Przeważająca część ziarn wyrzucanych poza krawędź stoku opada

na górną partię stoku. Ziarna, które opadają dalej, lecz jeszcze w obrębie

komórki wirowej, bywają transportowane wstecz, w kierunku stoku, je­

żeli przepływ powrotny jest dostatecznie silny. Transport ziarn w tym
kierunku wpływa w sposób istotny na kształt dolnej części stoku i j e g o
podnóża.

Rycina 4-25.
Kształt zaprądowego stoku i
kształt lamin przekątnych w
zależności od warunków depo­
zycji (według: J. R. L. Allen

1968, zmodyfikowane)

1 — transport ziarn przez wleczenie,
2 - o p a d a n i e ziarn na stok, 3 — l a w i ­

n o w e przemieszczenie ziarn p o stoku,
P — punkt p r z y w i ą z a n i a strumienia}
dalsze objaśnienia w tekście

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Ogólnie rzecz biorąc, kształt stoku w przekroju (a tym samym kształt

powstających na nim lamin przekątnych) zależy od przeciętnego zasięgu

opadających ziarn, a zatem od średnicy ziarna, wysokości stoku i pręd­

kości przepływu. Jeżeli stok zasilany jest przez ziarna przesypywane
przez krawędź i opadające w najwyższej części stoku, wówczas na ca­
łym stoku dominuje przemieszczanie lawinowe; stok jest stromy, a la­
miny przekątne dochodzą kątowo do dolnej granicy zestawu (ryc. 4-25A).
Jeżeli większość ziarn opada w najwyższej części stoku, lecz spora część

opada dalej na stok i jego podnóże, wówczas nachylenie stoku zmniej­

sza się ku dołowi, a laminy przekątne dochodzą tangencjalnie do dolnej
granicy zestawu (ryc. 4-25B). W przypadku, gdy najwięcej ziarn opada
na stok w pewnej odległości od jego górnej krawędzi, a w pozostałych
częściach komórki wirowej ilość opadających ziarn jest dość znaczna,
zarys powierzchni stoku i powstających lamin jest sinusoidalny (ryc.
4-25C); przy takim zasilaniu stoku materiałem ziarnowym lawinowe prze-

mieszczanie odgrywa rolę podrzędną.

Niekiedy zdarza się, że laminy przekątne formowane na stosunko­

wo wysokim stoku zaprądowym (np. dużego riplemarka lub fali piasko-

Rycina 4-26, Riplemarki powrotne związane z wstecznym przepływem w komórce
wirowej

A — w a r s t w o w a n i e przekątne o malej skali związane z riplęmarkami p o w r o t n y m i rozwinięte w w a r s t ­

w i e podścielającej zestaw o dużej skali; holoceńskie o s a d y Renu; B — schemat o b r a z u j ą c y p o w s t a ­
w a n i e struktur ( w e d ł u g : B o e r s m a 1967); 1 — w a r s t w o w a n i e przekątne z w i ą z a n e z riplęmarkami p o ­
wrotnymi, 2 — w a r s t w o w a n i e przekątne o dużej skali, 3 — ziarna w l e c z o n e , 4 — z i a r n a w z a w i e ­
sinie

wej) wkraczają na istniejące u podnóża stoku małe riplemarki powrotne

(ang. backflow ripples, regressive ripples). Tego rodzaju riplemarki po­

wstają przy udziale dostatecznie silnych prądów wstecznych w obrębie

komórki wirowej i złożone są z materiału, który opada na przedpole sto­
ku w strefie tej komórki (ryc. 4-26). Różne odmiany struktur tego rodza­
ju opisał Boersma (1967) z holoceńskich osadów Renu i szczegółowo wy­
jaśnił ich genezę.

Warstwowanie przekątne związane genetycznie z formami dna ma

szanse trwałego zachowania się jedynie wówczas, gdy na obszarze mi­

gracji tych form panują warunki agradacji, tj. zaznacza się ogólna prze­
waga efektów depozycji nad efektami erozji. Takie warunki umożliwia-
ją wkraczanie kolejnych form dna na częściowo lub nawet w całości za­
chowane osady deponowane w obrębie form poprzedzających je. Dzięki

temu możliwe jest powstawanie wielozestawów.

Rycina 4-27. Migracja riplemarka w warunkach agradacji, rysunek definicyjny

(według: Hunter 1977b, zmienione)

T

1

T

2

, T

3

— powierzchnia r i p l e m a r k a w kolejnych przedziałach c z a s o w y c h ; pozostałe o b j a ś n i e n i a

w tekście

Ogólne konsekwencje wkraczania na siebie kolejnych form dobrze

obrazuje przedstawiony przez Huntera (1977a) schemat dotyczący małych

riplemarków o prostych grzbietach. Powierzchnia, po której zaczynają

migrować riplemarki, określona jest w tym schemacie jako podstawowa

powierzchnia depozycji (ryc. 4-27). Granice zestawu utworzonego przez

przesuwanie się pojedynczego riplemarka tworzą z tą powierzchnią kąt

a, natomiast podprądowy stok tego riplemarka nachylony jest w sto­

sunku do niej pod kątem β. W przypadku gdy α<β (co zdarza się naj­

częściej), stoki podprądowe są częściowp. erodowane i poszczególne ze­

stawy oddzielone są od siebie granicznymi powierzchniami o erozyjnym

charakterze (ryc. 4-28). W szczególnym przypadku, gdy α=β, osad de­

ponowany w

obrębie poszczególnych riplemarków zachowuje się w ca­

łości, lecz granica między zestawami jest ostra. Wreszcie, gdy α>β,

granice

między zestawami są gradacyjne, a laminy deponowane w tym

samym czasie na powierzchni kolejnych riplemarków przechodzą w. spo-

sób ciągły z jednego do drugiego zestawu. Podkreślić trzeba, że w wa-

?• 10-Zarys sedymentologii

146 STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-28. Nagromadzenie osadu powstałe w wyniku migracji jednego riplemar­

ka (zaznaczone czarno, lewa kolumna) oraz osady deponowane w tym samym cza­
sie (zaznaczone czarno, prawa kolumna) (według: Hunter 1977b, zmienione)

Jak wspomniano poprzednio, laminy przekątne mogą także powsta­

wać na zaprądowych stokach nierówności, które nie mają charakteru
regularnie migrujących form dna, lecz jedynie przyrastają w kierunku

przepływu. Na takich progradujących stokach powstają zwykle poje­

dyncze zestawy tabularne. Nagromadzenia przekątnie laminowanego osa-
du, które akumulowąne są w takich warunkach, jak też reprezentowane

przez te nagromadzenia formy morfologiczne, nazywane są pospolicie

mikrodeltami (ang. microdeltas) lub małymi deltami typu gilbertowskie-
go (zob. str. 455). Związane z nimi struktury bywają określane jako
„agradacyjne warstwowanie przekątne" (Jopling 1966b) w celu podkre­

ślenia genetycznej różnicy w stosunku do warstwowań związanych z mi­

gracją form dna; termin ten jest jednak niezbyt trafny.

Eksperymentalnie stwierdzono, że warstwowanie przekątne m o ż e

także powstawać w obrębie antydiun. W tym przypadku laminy prze­

kątne nachylone są zwykle w stronę podprądową (por. ryc. 2-10), ale
mogą być również nachylone przeciwnie. Laminy o takiej genezie prze­
ważnie słabo indywidualizują się (ryc. 4-29) i na ogół mają niewielkie

runkach naturalnych podstawowa powierzchnia depozycyjna nie zaw­
sze jest pozioma. Nierzadko jest ona nachylona, choć z reguły bardzo
nieznacznie, a riplemarki mogą przesuwać się w górę lub w dół

skłonu. To samo odnosi się do dużych riplemarków i fal piasko­
wych.

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

szanse do trwałego zachowania się w profilu osadów. Struktura tego ty­
pu obserwowano w utworach stożków napływowych (Hand et al. 1969),

prądów zawiesinowych, przyboju piroklastycznego. (Schmincke et al.

1973), a także w piaskach plażowych.

Rycina 4-29. Warstwowanie przekątne związane z antydiunami; laminy przekątne
nachylone w prawą stronę podprądową (na podstawie fotografii Skippera (1977)

Innym mechanizmem powstawania lamin przekątnych jest akrecja.

W ten sposób powstają przede wszystkim zestawy nieznacznie nachylo­
nych, płaskich lamin w strefie zmywu na plaży (zob. ryc. 12-67); laminy
są tam deponowane w warunkach górnego reżimu przepływu przez wo­
dę zmywu powrotnego. Jak się wydaje, akrecyjny przyrost lamin o po­
dobnym kształcie może niekiedy zachodzić na podprądowych stokach du­
żych form dna.

Ważniejsze typy warstwowania przekątnego

Wśród omawianych struktur wydziela się przede wszystkim dwa głów­
ne typy: rynnowy i tabularny. Różnią się one nie tylko kształtem zesta­

wów, ale także innymi cechami.

Rynnowe warstwowanie przekątne, charakteryzuje obecność zesta­

wów o dolnej powierzchni granicznej wklęsłej (kształtu szufli, rynny lub
niecki), wydłużonych zgodnie z osią a (ryc. 4-21). W przekroju pozio­
mym (ab) zarysy lamin przedstawiają się jako łuki (zwane przyrostowy­
mi), które otwartą stroną zwrócone są w kierunku zaprądowym (zob.
ryc. 4-21). W przekroju ac laminy są z reguły również wygięte i stycznie
dochodzą do dolnej powierzchni zestawu. Pojedyncze zestawy rynnowe
występują w osadach rzadko, pospolite są natomiast wielozestawy zło­
żone z wielu zestawów. Erozyjne powierzchnie graniczne zestawów, wi­
dziane w przekroju ac wielozestawu, mają postać wzajemnie ścinają­
cych się łuków; jest to istotna różnica w porównaniu z warśtwowaniami
tabularnymi. Omawiany typ warstwowania reprezentowany jest pospo­
licie zarówno wśród struktur o małej jąk i o dużej skali. Większość
struktur tego typu powstaje w rezultacie migracji riplemarków (małych

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

lub dużych), które wkraczają na powstające przed nimi erozyjne zagłę­
bienia (ryc. 4-30). W przypadku riplemarków o stosunkowo prostych
grzbietach, łuki przyrostowe są nieznacznie wygięte najsilniej wygięte
są natomiast łuki w strukturach związanych z riplemarkami półksięży-

cowymi. W warunkach słabej tendencji do agradacji w profilu zacho­
wują się tylko osady zapełniające dolne części szczególnie głębokich
zagłębień erozyjnych, które powstają w obrębie ciągu riplemarków.

Rycina 4-30. Schemat powstawania rynnowego warstwowania przekątnego o du­

żej skali w wyniku migracji dużych riplemarków (według: Harms in: Harms et al.

1975, zmienione)

W szerszym, stosowanym w praktyce znaczeniu, termin tabularne

warstwowanie przekątne odnosi się do struktur, w których szerokość
i długość zestawu są bardzo znaczne w porównaniu z jego miąższością.
Powierzchnie graniczne zestawów są ogólnie płaskie i mniej więcej, rów­
noległe, nierzadko jednak z drugorzędnymi nierównościani. W przekro­
jach ąb i bc zarysy lamin są proste lub nieznacznie kręte, w przekroju
ac

z reguły są one proste na znacznym odcinku profilu zestawu, często

kątowo dochodzą do dolnej powierzchni granicznej zestawu lub też wy­
ginają się dopiero niewysoko nad nią. Maksymalny kąt upadu lamin
przekątnych jest zwykle stromy. Omawiany typ reprezentowany jest

najczęściej przez struktury o dużej skali.

Tabularne, płaskie zestawy o dużej skali często zgrupowane są

w wieloześtawy (ryc. 4-31); takie struktury najczęściej związane są ge­
netycznie z migracją fal piaskowych (ryc. 4-32). Odosobnione zestawy

tabularne są jednak nierzadkie; z w y k ł a wyróżniają się one stosunkowo
dużą miąższością w porównaniu z występującymi w ich sąsiedztwie in­
nymi strukturami warstwowania przekątnego. Takie zestawy reprezen-

tują zwykle typ „agradacyjny" (str. 146).

Wśród struktur tabularnego warstwowania przekątnego o dużej ska­

li rozwinięte są niekiedy erozyjne powierzchnie, oddzielające zestawy
o podobnie zorientowanych laminach przekątnych i nachylone w tym

samym kierunku, lecz pod nieco mniejszym kątem niż ścinane przez nie
laminy. Powierzchnie takie nazywane są powierzchniami reaktywacji

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

Rycina 4-31.

Warstwowanie prze­
kątne w piaskow­
cach, głównie ze­
stawy tabularne,
podrzędnie klinowej
górny turon, M a ł y
Szczeliniec w G ó ­
rach Stołowych (fot.
T. Jerzykiewicz)

(ang. reactivation surfaces). Ich zarys w przekroju ac jest przeważnie

wypukły lub sigmoidalny, a w przekroju bc daje się śledzić na stosun­

kowo długim dystansie. Obecność powierzchni reaktywacji jest dowo­
dem epizodu erozyjnego, po którym nastąpiła ponownie depozycja la­
min przekątnych kolejnego zestawu, zachodząca w podobnych jak po­
przednio warunkach (ryc. 4-33; zob. ryc. 12-28). Takie epizody wywołane

są najczęściej krótkotrwałym działaniem odmiennie skierowanego prądu
(np. wiatru lub prądu pływowego), bądź ścinaniem przyrastającego

stoku wskutek falowania. Eksperymentalnie stwierdzono, że powierz­
chnia reaktywacji może także powstawać w zasadniczo stałych wa-

Rycina 4-32. Schemat powstawania tabularnego warstwowania przekątnego o du­
żej skali w wyniku migracji fal piaskowych (według: Harms in: Harms et al. 1975,

zmienione)

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

runkach przepływu, w wyniku modelowania górnej części stoku pod

wpływem dochodzenia do niego riplemarków (McCabe & Jones 1977).

Rycina 4-33.
Powierzchnia reaktywacji

Jeżeli kolejne zestawy tabularne powstają w wyniku działania po­

dobnych prądów, lecz skierowanych ną przemian raz w jedną raz w dru­
gą stronę, wówczas w przekroju wielozestawu równoległym do kierun­

ku tych prądów (ac) zaznacza się charakterystyczny, jodełkowy układ

lamin przekątnych (ryc. 4-34), nazywany także strukturą jodełkową (ang.
herring-bone structure).

Taki układ bywa pospolitą cechą piasków depo­

nowanych przez prądy pływowe.

Rycina 4-34.
Struktura jodełkowa

W obrębie grubych zestawów lamin przekątnych występują niekie­

dy pojedyncze zestawy „wewnętrzne" (ang. intrasets). Występują one
wśród lamin owych zestawów, a same składają się z lamin nachylonych
w kierunku przeciwnym. Takie zestawy mogą powstać w wyniku działa­
nia prądów pływowych.

Oprócz opisanych dwóch głównych typów warstwowania przekąt­

nego, w osadach występuje wiele rozmaitych typów i odmian tęgo war­
stwowania; wybrane przykłady podajemy poniżej.

Jako specyficzną odmianę warstwowania przekątnego wyróżnia się

struktury wstępujących riplemarków (ang. climbing-ripple cross — lami­
nation),

nazywane też krócej wstępującymi riplemarkami (Jopling & W a l ­

ker 1968, J.R.L. Allen 1970b). Struktury te obserwuje się w osadach nie­
zbyt często, bowiem dostrzegalne są one tylko w przekroju ac, a przy
tym wówczas, gdy kąt (zwany kątem wspinania, ryc. 4-35, mierzony
w stosunku do powierzchni międzyławicowych) jest odpbwiednio duży.
Wśród tych struktur wyróżnia się trzy typy: A, B i S (ryc. 4-36). W typie

STRUKTURY DEPOZYCYJNE 151

Rycina 4-35.

Riplemarki wstępujące, frag­

ment wielozestawu

A (α<β por. str. 145) występują tylko laminy deponowane na stokach
zaprądowych i kąt wspinania jest zwykle niewielki. W typie B ( a > β )

zachowane

są ponadto laminy deponowane na stokach podprądowych; są

one wyraźnie cieńsze i złożone z ziarn drobniejszych (ryc. 4-37); Kąt
wspinania bywa umiarkowany lub stromy i sięgać może do 60°. T y p S

Rycina 4-36. Główne typy struktur riplemarków wstępujących (według Jopling &
Walker 1968, zmienione)

zwany falistą laminacją riplemarkową, charakteryzują nieznaczne róż­

nice w miąższości oraz w grubości ziarna między częściami, lamin depo-

nowanymi na jednym i drugim stoku riplemarków. Kąt wspinania bywa
z reguły duży i może przekraczać 60°. Z punktu widzenia zmiany kąta

wspinania w pionowym profilu wielozestawu reprezentującego strukturę
wstępujących riplemarków wyróżnia się trzy wzory (J.R.L. Allen 1973),
przedstawione na rycinie 4-38. Analiza szeregu cech (uziarnienia, wy­
sokości riplemarków) ulegających zmianom w profilu wielozestawu po­
zwala na interpretację zmian warunków depozycji (por. Srodoń

1974).

Wstępujące riplemarki powstają w warunkach intensywnej dostawy

i szybkiej depozycji zarówno materiału wleczonego, jak i unoszonego
w zawiesinie. Uważa się, że kohezja dna spowodowana obecnością mi­
nerałów ilastych w deponowanym osadzie jest jednym z czynników wpły­
wających na typ powstających struktur (ryc. 4-36). Podkreślić jednak

trzeba, że wstępujące riplemarki są jedynie szczególnie spektakularnym
przykładem pospolitego w przyrodzie zjawiska sukcesywnego wkracza­
nia na siebie kolejnych, migrujących form dna.

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-37. Riplemarki wstępujące, typ B; kierunek prądu z prawej ku l e w e j ; ko­
palne osady rzeczne, formacja Nemegt, Mongolia; zmniejszenie 3X (fot. R. Gra-

dziński)

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-41.
Izolowane przekątnie lamino­

wane soczewki piaszczyste
wśród laminowanego mułowca;

warstwy porębskie, Górny
Śląsk; rdzeń wiertniczy, wiel­
kość naturalna (fot. M. Doktor)

W przypadku osadów, w skład których wchodzą cienkie zestawy

lamin przekątnych, zbudowane z piasku lub grubszych frakcji pyłu, oraz

kontrastujące z nimi wkładki mułu, wydziela się trzy typy warstwowania

(Reineck & Wunderlich 1968). Główne różnice między nimi polegają na

ilościowych proporcjach między piaszczystymi i mułowymi partiami osa­

du. W warstwowaniu smużystym (niem. Flaserschichtung, ang. flasei bed-
ding)

dominują partie o grubszym ziarnie, a miejscami tylko zestawy

oddzielone są od siebie bardzo cienkimi wkładkami mułu (ryc. 4-39A,

4-40). W przekroju większość tych wkładek ma charakterystyczny, wklę­
sły zarys (ryc. 4-32A). W przypadku warstwowania falistego (niem. Wel-
lenschichtung,

ang. wavy bedding) wkładki mułowe odgrywają większą

rolę; spore z nich ma postać falistych warstw o dość znacznym zasięgu

(ryc. 4-39B). W warstwowaniu soczewkowym (niem. Linsenschichtung,

ang. lenticular bedding) partie mułowe przeważają; laminowane przekąt­
nie zestawy występują w postaci soczewek, a wiele z nich ma charakter
zestawów izolowanych (ryc. 4-39C, 4-41). Powstawanie warstwowania
smużystego i pokrewnych mu typów związane jest z zachodzącą na prze­
mian depozycją grubszego materiału w warunkach działania prądu i de-
pozycją materiału drobnoziarnistego z zawiesiny w warunkach braku ru­
chu wody (Reineck 1960a). Powtarzanie się takich kontrastowo odmien­
nych warunków może być powodowane różnymi przyczynami, przede
wszystkim jednak jest ono rezultatem pływów.

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

Złożone warstwowanie nachylone

W zróżnicowanej grupie struktur, określanych zwykle jako warstwo­
wanie nachylone, wyróżniają się wielkoskalowe struktury o specyficz­
nej budowie. Struktura taka składa się z pakietu nachylonych, stosun­
kowo grubych warstw, przeważnie zasługujących na miano ławic (ryc.
4-42). Warstwowanie tego rodzaju związane jest z migracją krętych ko-

Rycina 4-42. Warstwowanie nachylone w rzecznych osadach formacji Nemegt; gór­
na kreda, Mongolia (fot. R. Gradziński)

O k o ł o 7 m od p o d s t a w y ś c i a n y w i d o c z n a p o z i o m a ł a w i c a z l e p i e ń c a ś r ó d f o r m a c y j n e g o l e ż ą c a na

p o w i e r z c h n i e r o z y j n e j , w y ż e j n a s t ę p n y p a k i e t n a c h y l o n y c h l a w i e

ryt, np. rzek meandrujących lub kanałów pływowych i jest wynikiem
lateralnego przyrostu pakietów osadu na wypukłym (w planie) brzegu
koryta. W języku angielskim takie struktury określane są najczęściej ja­

ko epsilon cross-stratification.

Poprzednio proponowaliśmy (Gradziński et al. 1976), aby wielkoskalowe struktury

złożone z nachylonych ławic nazywać warstwowaniem skośnym. Termin ten wydaje siq
jednak nietrafny z kilku powodów, m.in. dlatego, że wielu autorów używa tradycyjnie

tego określenia jako synonimu warstwowania przekątnego.

Miąższość całego pakietu nachylonych warstw wynosi zwykle kilka

metrów i mniej więcej odpowiada miąższości nagromadzenia osadów

przyrastającego brzegu koryta; lateralny zasięg pakietu mierzony jest

w dziesiątkach lub setkach metrów. Owe nachylone warstwy, zasługują­
ce niekiedy na miano ławic, są głównymi elementami omawianej struk-

156.

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-43. Powstawanie złożonego warstwowania nachylonego na zakolu rzeki

(schemat)

Powierzchnie graniczne głównych warstw odpowiadają położeniu

powierzchni skłonu brzegu wypukłego w kolejnych etapach jego roz­
woju (ryc. 4-43). Kierunek upadu tych warstw jest mniej więcej zgod­

ny z kierunkiem lateralnego przyrostu, pakietu osadów na tym brzegu.
Upad lamin przekątnych w strukturach, które występują w obrębie g ł ó w ­
nych warstw, odpowiada natomiast kierunkowi prądów deponujących

materiał osadowy. Dlatego też różnicą między kierunkami upadu głów-

tury. Kąt ich sedymentacyjnego upadu jest niewielki i zwykle nie prze­
kracza kilku stopni. W przekroju równoległym do upadu Zarysy tych
głównych warstw są najczęściej sigmoidalne (jednak tylko w tym przy­
padku, gdy górna część pakietu nie jest zerodowaną). Granice poszcze­
gólnych warstw zaznaczają się dzięki obecności powierzchni nieciągłości
lub różnicom w litologicznym charakterze warstw. W spągu pakietu na­
chylonych warstw występuje rozległa powierzchnia erozyjna, znacząca
dno migrującego koryta. Niejednokrotnie bezpośrednio nad nią wystę­

puje warstwa osadu o typie bruku korytowego. Przeważnie jest ona bo­
gata w intraklasty, reprezentowane przez okruchy mułowe, redepono-
wane konkrecje lub też skorupy mięczaków.

Nachylone, główne warstwy zbudowane są w przewadze z przekąt­

nie warstwowanych piasków. Zwykle dominują w nich zestawy o dużej

skali. Niektóre, struktury złożonego warstwowania nachylonego skła­
dają się z naprzemianległych warstw piaszczystych i mułowych.

STRUKTURY DEPOZYCYJNE

nych warstw i upadu lamin przekątnych jest z reguły znaczna i przeważ
nie waha się w granicach od 50 do 130° (ryc. 4-44).

Sądzić można, że złożone warstwowanie nachylone należy do po­

spolitych struktur sedymentacyjnych w osadach rzecznych i osadach
łowni pływowych. Niemniej jednak stwierdzenie obecności tych struktur
jest trudne, czego powodem jest nieznaczny kąt upadu głównych warstw,

nierzadko słabe indywidualizowanie się tych warstw, a także fakt, że

struktury omówione dostrzegalne są tylko w odpowiednio zorientowa­

nych przekrojach i jedynie w dużych odsłonięciach. Najlepsze przykła­

dy tych struktur opisane zostały z rzecznych osadów górnej kredy

w Mongolii (Gradziński 1970) i miocenu w Hiszpanii (Puidgefabregas

1973). Mechanizm powstawania struktur tego rodzaju na zakolach kana­

łów pływowych wyjaśnił Reineck (1958).

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Uziarnienie frakcjonalne

Wielkość ziarna osadu należy do cech teksturalnych, natomiast uziarnie­
nie frakcjonalne jest strukturą sedymentacyjną, wyrażoną przez zmianę
wielkości ziarna w pionowym profilu warstwy. W zależności od warun­

ków depozycji zaznaczać się może frakcjonowanie całego osadu (ang.
distribution grading)

i w profilu warstwy średnica wszystkich ziarn zmie­

nia się kierunkowo, względnie frakcjonowanie wyrażone jest tylko przez

zmiany ziarn frakcji grubszych (ang. coarse-tail grading). W zależności

od stopnia rozdzielenia frakcji, uziarnienie frakcjonalne może się lepiej

lub gorzej zaznaczyć,

Rycina 4-45. Różne typy uziarnienia frakcjonalnego (na podstawie: Książkiewicz

1954)

A — jednokrotne, stopniowane, o d o b r y m rozdzieleniu, B — jednokrotne, stopniowane, o złym roz­
dzieleniu, C — jednokrotne, stopniowane, o d w r ó c o n e , D — p r z e r y w a n e ( b r a k części drobnoziarni­
stej), E — symetryczne, F — symetryczne Odwrócone, G — pensymetryczne, H — d w u k r o t n e ; strzał­
ki wskazują kierunek zmniejszania się ziarna

Jeżeli zmniejszanie się wielkości ziarna zachodzi w kierunku od

spągu do stropu warstwy, mówi się o uziarnieniu frakcjonalnym nor­
malnym, jeżeli w przeciwnym — o odwróconym (ryc. 4-45).

Gdy zmiana uziarnienia w określonym kierunku obejmuje cały pro­

fil warstwy, to zjawisko to określa się jako uziarnienie frakcjonalne jed­
nokrotne; w przypadku, gdy takie zmiany powtarzają się dwa lub wię-

STRUKTURY DEPOZYCYJNE 1 5 9

cej razy w profilu, mówi się o uziarnieniu wielokrotnym. Zdarza się też,

że najgrubsze ziarna zgrupowane są w środkowej części warstwy i śred­
nica ziarna maleje stąd zarówno w kierunku stropu jak i spągu; w ta­
kim przypadku, w zależności od usytuowania w profilu warstwy strefy

ziarn najgrubszych, wyróżnia się uziarnienie frakcjonalne symetryczne
lub pensymetryczne.

Zazwyczaj przejścia od osadu o najgrubszym ziarnie do osadu o ziar­

nie najdrobniejszym są stopniowe; takie uziarnienie określane jest jako
stopniowane lub ciągłe. Jeżeli natomiast w sekwencji brak osadu o po­
średniej frakcji i przejście jest „skokowe", mówi się wówczas o uziar­

nieniu przerywanym lub nieciągłym.

Nazewnictwo dotyczące uziarnienia frakcjonalnego jest, jak widać,

złożone i opiera się na kilku cechach. Dodać trzeba, że o uziarnieniu
frakcjonalnym mówi się z reguły w odniesieniu do warstwy, która nie
wykazuje obecności mniejszych, podrzędnych warstw. Niejednokrotnie
jako synonim stosowany jest termin gradacja ziarna; używa się go także
w odniesieniu do sekwencji złożonej z kilku warstw, w profilu której

występują zmiany wielkości ziarna.

Wiele struktur uziarnienia frakcjonalnego powstaje w wyniku de­

pozycji materiału osadowego przez prądy zawiesinowe (por. rozdz. 5).
Struktury o takiej genezie uzyskane zostały również doświadczalnie

(Kuenen & Migliorini 1950; Middleton 1966c). Uziarnienie frakcjonalne

bywa także rezultatem depozycji w warunkach normalnego prądu o stop­
niowo zmniejszającej się lub zwiększającej prędkości. Znane jest też
uziarnienie frakcjonalne spowodowane działalnością organizmów muło-
żernych (Rhoads & Stanley 1965). W przypadku cienkich lamin, mecha­
nizm powodujący powstawanie gradacji ziarna może być bardzo róż­

ny.

Osady pozbawione warstwowania

Tylko nieliczne utwory osadowe pozbawione są całkowicie warstwowa­
nia. Pospolicie natomiast występują utwory złożone z ławic zbudowa­
nych, z nielaminowanego osadu. Takie ławice określane są potocznie
jako masywne. W wielu przypadkach brak struktur wewnętrznych jest
tylko pozorny. Trawienie i barwienie zgładzonych powierzchni, a także
prześwietlanie promieniami X płytek kilkumilimetrowej grubości (Ham-
blin 1962) niejednokrotnie umożliwia ujawnienie niewidocznych normal­
nie struktur sedymentacyjnych różnego rodzaju. W niektórych osadach
całkowity brak laminacji spowodowany jest takimi przyczynami jak:

bardzo szybka depozycja z zawiesiny, depozycja związana ze spływem
ziarnowym o wysokiej koncentracji materiału, zatarcie pierwotnych stru­
ktur wskutek upłynnienia osadu lub też wskutek intensywnego działania
organizmów mułożernych.

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-46. Poprzeczny przekrój przez kanał erozyjny (według: Gradziński 1970)

1 — zlepienłec Srodformacyjny, 2 — p i a s k o w c e , 3 — m u ł o w c e , 4 — H o w c e i konkrecjaml, S —

powierzchnia erozyjna, 6 — w a r s t w o w a n i e przekątne o dużej skali, 7 — w a r s t w o w a n i e ' przekątne
o małej skali, 8 — laminacja pozioma, 9 — z a b u r z o n e w a r s t w o w a n i e przekątne, 10 — p i a s k o w c e

m a s y w n e

szybkiego zasypania ich przez osad. Cechą charakterystyczną takich wy­
pełnień jest ich erozyjny kontakt z otaczającymi utworami ( r y c 4-46).

Powierzchnie ograniczające kanał są zwykle przykryte przez osady

o stosunkowo grubym ziarnie (gruboziarniste piaski, żwiry, zlepieńce in-

traformacyjne itp.). Na dnie i zboczach kanałów często występują drobne
struktury erozyjne, takie jak różnego rodzaju bruzdy, jamki, ślady opły­
wania, z większych form spotyka się niekiedy kotły wirowe (ryc. 4-47).

W osadach kopalnych kanały erozyjne najczęściej obserwuje się

w przekrojach. Szczególnie łatwe do rozpoznania, nawet w. niewielkich

fragmentach, są ich przekroje poprzeczne. Przekroje podłużne są mniej

charakterystyczne i często trudno je odróżnić od innych powierzch­
ni erozyjnych. Wyznacznikiem kształtu przekroju poprzecznego jest sto­
sunek jego szerokości do głębokości (Bluck & Kelling 1963). Wskaźnik

ten jest wykorzystywany przy interpretacji warunków hydrodynamicz­

nych rzek kopalnych (zob. str. 398).

Ze względu na przebieg procesów wypełniania kanałów erozyjnych

wyróżnia się kanały pojedyncze i kanały złożone. O s a d y wypełniające
kanał pojedynczy powstały zasadniczo w jednym akcie depozycyjnym

i noszą co najwyżej ślady lokalnej erozji. W wypełnianiach kanałów zło­

żonych można wyróżnić kilka etapów sedymentacji przedzielonych wy­
raźnymi powierzchniami erozyjnymi.

STRUKTURY EROZYJNE

Kanały i rozmycia - t

Kanały erozyjne mogą powstawać wszędzie tam, gdzie istnieje skon­
centrowany przepływ wody. Mają one formę podłużnych zagłębień, któ­
rych głębokość i szerokość są zawsze wielokrotnie mniejsze od długości.
Głębokość małych kanałów jest rzędu decymetrów lub nawet centyme­

trów, a największych osiąga dziesiątki metrów. Formy te są stosunkowo

nietrwałe i w stanie kopalnym mogą zachować się jedynie w przypadku

STRUKTURY EROZYJNE

B * '

Rycina 4-47. Kotły wirowe

A — schemat p o w s t a w a n i a i zapełniania kotła w i r o w e g o ( w e d ł u g : Simons et al. 1965): 1, 2 — erozja
podczas niskich s t a n ó w w o d y , 3 — w y p e ł n i a n i e podczas p r z y b o r u B — k o p a l n y kocioł w i r o w y ,
formacja N e m e g t M o n g o l i a ( w e d ł u g : Gradziński 1970), fragmenty m u ł o w c ó w pochodzenia l o k a l n e g o ,
zaznaczono k o l o r e m czarnym

Rozciągłość osi kanałów erozyjnych może służyć jako Wskaźnik kie­

runku paleotransportu w osadach kopalnych, pod warunkiem, że jego
zwrot został określony na podstawie innych przesłanek. Rozrzut kierun­
ków osi kanałów jest na ogół niewielki, w związku z czym wyznaczają
one lepiej regionalny kierunek spływu wód niż zawarte w osadach ka­
nałowych struktury, takie jak: warstwowanie przekątne, dachówkowe
ułożenie otoczaków i in., których zmienność jest znacznie większa (zob.
r y c 12-20).

Rozmycia erozyjne (ang. wash-out structures) są to płytkie i rozległe

zagłębienia, których szerokość jest wielokrotnie większa od głębokości
i które nie mają wyraźnie zdefiniowanej dłuższej osi. Obserwowane
w przekrojach, są one trudne do odróżnienia od podłużnych przekrojów
kanałów. Mają zazwyczaj stosunkowo niewielkie rozmiary. Niekiedy
jednak termin ten bywa stosowany również i do większych powierzchni
erozyjnych, głównie w odniesieniu do pochyłych ścięć, na których koń­
czy się ławica. Sródławicowe rozmycia (ang. cut-and-fill structures) są
wynikiem lokalnej, krótkotrwałej erozji; bezpośrednio po której nastę­
powało zapełnienie ich osadem.

11 Z a r y s sedymentologii

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Mikroterasy

Niekiedy powierzchnia rozmycia erozyjnego składa się z kilku stopni

oddzielonych od siebie mniej lub bardziej pionowymi progami (ryc. 4-48).
Wysokość takich mikroteras jest zazwyczaj mniejsza, rzędu niewielu
centymetrów, a szerokość wynosi od kilku do kilkudziesięciu centyme­
trów. Na powierzchniach mikroteras występują często różne drobne
struktury erozyjne wytwarzane przez spływającą wodę, a ich krawędzie
rozcinają niewielkie rynienki ściekowe.

Rycina 4-48.
Mikroterasy

Kolejne stopnie teras wyznaczają etapy opadania zwierciadła wody

i są miniaturowymi powierzchniami erozyjnymi utworzonymi przez drob­
ne fale uderzające o brzeg zbudowany z nieskonsolidowanego osadu.
Mikroterasy spotykane są w osadach rzecznych, jeziornych, równi za­

lewowej itp. W utworach" kopalnych są one na ogół rzadko obserwo­

wane.

Ślady prqdowe na powierzchni osadu

Prąd, który płynie po podłożu zbudowanym z nieskonsolidowanego osa­
du, wytwarza na jego powierzchni różnego kształtu rynienki, bruzdy i in­
ne niewielkie formy erozyjne. Określa się je ogólnie mianem śladów
prądowych. Są to struktury bardzo nietrwałe. Zazwyczaj ulegają one
szybko zniszczeniu przez postępującą erozję lub zostają zatarte wsku­

tek spełzywania luźnego jeszcze osadu pokrywającego dno. Niekiedy

można je obserwować na powierzchniach niedawno opuszczonych
przez wodę oraz, w ograniczonym możliwościami technicznymi za­

kresie, pod wodą.

Znacznie dogodniejsze warunki ich obserwacji istnieją w osadach

kopalnych. Ślady prądowe rzadko jednak zachowują się w stanie kopal­
nym w swej oryginalnej postaci. Zazwyczaj zostają one utrwalone w for­

mie odlewów na dolnych powierzchniach ławic (głównie piaskowców),
których materiał pokrył i "zakon serwował" wszelkie drobne szczegóły
rzeźby pierwotnego dna.

Odlewy śladów prądowych oraz podobne im struktury spotykane za­

równo na dolnych jak i na górnych powierzchniach ławic od dawna bu­
dziły zainteresowanie badaczy. W okresie, kiedy pochodzenie wielu tych
form nie było jeszcze znane, wprowadzono dla nich nazwę "hieroglify".
Obecnie jest ona stosowana jako wygodny, jakkolwiek mało precyzyjny

STRUKTURY EROZYJNE

termin zbiorczy, obejmujący różne pod wzglądem genetycznym i sposo­

bu zachowania w stanie kopalnym struktury.

Wśród hieroglifów wyróżnia się dwie wielkie grupy. Pierwszą z nich

stanowią hieroglify mechaniczne, do których należą hieroglify prądowe
— odlewy śladów prądowych i tzw. hieroglify deformacyjne, powstałe
wskutek odkształceń dolnych powierzchni ławic. Drugą grupę tworzą
hieroglify organiczne, przedstawiające utrwalone na dolnych tub gór­
nych powierzchniach ławic ślady działalności życiowej organizmów
dennych.

Najbardziej dogodne warunki dla powstawania śladów prądowych

(i organicznych) stwarzają osady ilaste i mułowcowe odznaczające się

względnie wysokim stopniem spoistości, który umożliwia tworzenie się
na ich powierzchni ostro zarysowanych zagłębień. Na podłożu piasz­
czystym na o g ó l n i e dochodzi do powstawania Wyraźnych form erozyj­
nych ze względu na dużą mobilność osadu w warunkach prądowych.
Jedyny wyjątek stanowią ślady pozostawione na powierzchni mokrego
piasku (np. na plaży) przez spływającą z niej wodę, które mogą zostać
zachowane w przypadku przykrycia ich przez nowy osad.

Pierwotne formy utworzone w osadach pelitycznych mają jednak

znikomą szansę przetrwania w stanie kopalnym, ulegają one bowiem
łatwo zniszczeniu np. wskutek kompakcji, poślizgów międzyławicowych
zachodzących podczas fałdowania itp.

Z przedstawionych wyżej powodów odlewy śladów prądowych spo­

tyka się najczęściej na dolnych powierzchniach ławic piaskowcowych
podścielonych osadem mułowcowym lub ilastym. Zachowaniu się tych
struktur w stanie kopalnym sprzyja mała ściśliwość osadu piaszczystego

i jego stosunkowo szybka diageneza.

Wszelkiego rodzaju ślady spotykane na powierzchniach ławic od­

grywają dużą rolę w badaniach sedymentologicznych. Dostarczają one
wielu cennych informacji o warunkach powstawania osadu, charakterze
i kierunku płynięcia prądu, który go osadził itp. Należy jednak, pamię­
tać, że w osadach kopalnych są to w większości przypadków negatywo­
we repliki pierwowzorów (odlewy), na których elementy wypukłe ory­
ginału przedstawiają się jako zagłębienia i na odwrót (ryc. 4-49).

W zależności od sposobu powstawania ślady prądowe dzielą się

(Dżułyński & Walton 1965) na:

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

— ślady erozji (hieroglify erozyjne), utworzone w wyniku bezpo­

średniej działalności erozyjnej płynącej wody, oraz

— ślady przedmiotów (hieroglify narzędziowe), które zostały wy­

żłobione przez niesione w prądzie przedmioty (narzędzia erozji).

Ślady erozji

Jamki wirowe (ang. flute marks). Odlewy jamek wirowych mają postać
wydłużonych zgodnie z kierunkiem prądu wyniosłości na dolnych po­
wierzchniach ławic. Ich zakończenia od strony podprądowej są zazwy­
czaj ostro zarysowane i stromo wzniesione ponad otoczenie. W kierun-

Rycina 4-50. Odlewy jamek wirowych; strzałka wskazuje kierunek prądu (Dżułyń-

ski & Walton 1965)

ku płynięcia prądu hieroglif rozpłaszcza się, kontury jego stają się ła­
godniejsze i stopniowo zlewają z powierzchnią ławicy (ryc. 4-50). Od­

lewy jamek wirowych, zarówno w planie jak i w przekrojach poprzecz­
nych, mogą być symetryczne lub asymetryczne. Różne formy jamek moż­

na zgrupować w cztery zasadnicze typy (Dżułyński & Walton 1965): ję­
zykowy, wydłużony symetryczny, stożkowy i brodawkowy (ryc. 4-51).

Geneza jamek wirowych została wyjaśniona na drodze, eksperymen­

talnej. Na podstawie doświadczeń wykazano, że powstają one wskutek

Rycina 4-51.
T y p y jamek w i r o w y c h (według:
Dżułyński & W a l t o n 1965)

A — typ j ę z y k o w y , B — w y d ł u ż o n y

symetryczny, C — s t o ż k o w y , D —

b r o d a w k o w y

STRUKTURY EROZYJNE

Rycina 4-52.
Układ linii prądowych W cza­

sie powstawania jamek wiro-
wych (według: Rucklin 1938)

k o n t u r y j a m e k z a n a c z o n o g r u b ą kres­
ką, osie w i r ó w p o c h y l o n e są w kie­
runku p r ą d u

erozyjnej działalności niewielkich, wędrujących z prądem wirów (Riick­
lin 1938; Dżułyński & Walton 1963, 1965). W prądach o przepływie burz­
liwym wiry te wynikają z samej natury prądu. W przepływach o słabej
burzliwości zawirowania są wymuszane przez drobne nierówności dna

(ryc. 4-52). Powstają wtedy dwa rodzaje wirów: wiry stacjonarne, umiej­

scowione tuż za stromym załamaniem dna, w strefie tzw. odskoku hy-

Rycina 4-53.
Zmiana ułożenia osi wiru
pod wpływem ruchu pozio­
mego w prądzie (według:

Dżułyński 1965)

draulicznego i nieco dalej w dół prądu —- wędrujące wiry swobodne.
Osie tych wirów ustawione są pierwotnie zarówno poziomo jak i piono­
wo. Te ostatnie jednak pod wpływem poziomej składowej ruchu przy­
bierają położenie skośne, a w krańcowych przypadkach nawet poziome
{ryc. 4-53).

W prądach zawiesinowych (p. str. 216) czynnikiem zwiększającym

burzliwość przepływu są większe przedmioty niesione w pobliżu dna.
Ich prędkość jest zwykle nieco mniejsza niż ośrodka transportującego,
Wskutek czego powstają dodatkowe zawirowania powodujące powstawa­
nie jamek wirowych (Dżułyński & Simpson 1966). Zagęszczenie przed­
miotów nie może jednak przekroczyć pewnej granicznej wielkości. Zbyt

duża ich ilość powoduje utworzenie się w przydeńnej części prądu prze­
słony trakcyjnej, która tłumi zawirowania i tym samym- utrudnia lub
wręcz uniemożliwia powstawanie struktur prądowych.

Rozmieszczenie odlewów jamek wirowych na powierzchni ławicy

jest zazwyczaj przypadkowe. Rzadziej są one uszeregowane liniowo, rów­
nolegle lub skośnie w stosunku do kierunku prądu (ryc. 4-54).

Rycina 4-54.
Ułożenie jamek .wirowych

(według: Dżułyński 1963) ~

A — podłużne, B — skośne, C ~ —

poprzeczne, D — n a p r z e m i a n l e g l e .

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

W

literaturze polskiej odlewy jamek wirowych były często określa­

ne jako hieroglify prądowe. Termin ten znajduje jednak lepsze zastoso­

wanie jako zbiorcze określenia dla wszelkich hieroglifów powstałych pod
działaniem prądów.

Poprzeczne ślady rozmywań (ang. transverse scours). Jamki wirowe

łączą się poprzez liczne formy pośrednie ze strukturami określanymi ja­

ko poprzeczne ślady rozmywań. Poprzeczne ślady rozmywań rozpoczy­

nają się od strony podprądowej szeroką krawędzią, która jest zoriento­
wana poprzecznie do kierunku prądu. Jej zarysy są zwykle, nieregularne
i sprawiają wrażenie, jakby powstała przez połączenie się kilku jamek
wirowych (ryc. 4-54C, 4-55). Odlewy poprzecznych rozmywań najczęś­
ciej pokrywają stosunkowo duże powierzchnie i są ułożone w rzędy
skośne lub prostopadłe do kierunku prądu.

Rycina 4-55. Poprzeczne jamki w i r o w e (po lewej) przechodzące w j ę z y k o w e jam­
ki wirowe (po prawej); odlewy na dolnej powierzchni piaskowca (Dżułyński 1963)

Mechanizm powstawania śladów rozmywań nie jest jeszcze w pełni

wyjaśniony. Ich ścisły związek z jamkami wirowymi wskazuje na po­
dobny sposób tworzenia się obu tych form. Dżułyński & Walton (1965)
przypuszczają, że są one wynikiem erozji dna przez „toczące" się wiry
o poziomych osiach ustawionych poprzecznie do kierunku prądu.

Ślady opływania (ang. crescent marks). Struktury te powstają w wy­

niku wzmożonej erozji spowodowanej zaburzeniami W układzie linii prą­
dowych w bezpośrednim sąsiedztwie znajdujących się na dnie przedmio­
tów. Przed przeszkodą znajdującą się na drodze prądu powstają spiral­
ne wiry (ryc. 4-56), które opływają przeszkodę z obu stron i rozciągają
się na pewną odległość w dół prądu, powodując wzmożoną erozję wo­

kół przeszkody i poza nią. Kąt rozwarcia ramion wiru zależy w dużej

STRUKTURY EROZYJNE

mierze od prędkości prądu. W prądach wolnych jest on znaczny; a w mia­

rę wzrostu prędkości jego wartość stopniowo maleje (Karcz 1968).

W o k ó ł przedmiotów stosunkowo dużych, k t ó r e j silnie odchylają li­

nie prądowe, tworzą się podkówkowate zagłębienia obejmujące przed­
miot i znajdującą się za nim strefę „cienia" osłoniętą od prądu (ryc. 4-

56B). Ramiona podkowy spłycają się i rozszerzają w kierunku prądu, co

doprowadza niekiedy do połączenia się ich w pewnej odległości od prze­
szkody.

W strefie „cienia" formuję się zazwyczaj niewielkie wzniesienie. Jest

to albo ochroniony przed erozją fragment pierwotnej powierzchni dna,
albo forma akumulacyjna powstała przez odkładanie się materiału w ob­
szarze zmniejszonej prędkości prądu.

W przypadku przedmiotów małych lub o liniach opływowych, obmy­

wające je linie prądowe zbiegają się bezpośrednio za nimi i brak jest
strefy ochronionej. Za przedmiotem powstaje wtedy bruzda zbliżona
kształtem do wydłużonej jamki wirowej (ryc. 4-56C).

Łącznie z odlewami śladów opływania znajduje się często przedmio­

ty, którym zawdzięczają one swoje powstanie. Są to zazwyczaj frag­
menty łupków, kawałki drewna, otoczaki, fragmenty większych kości
itp. Rolę przeszkód powodujących tworzenie się śladów opływania mo­
gą również spełniać bardziej odporne na erozję fragmenty dna (ryc.

4-57).

Grzbiety i bruzdy prądowe. Omówione poprzednio ślady prądowe

powstawały w warunkach burzliwego przepływu, którego cechą charak­
terystyczną są nietrwałe i chaotyczne zawirowania Struktura wewnętrz­
na prądów o słabo rozwiniętej burzliwości jest bardziej stała i regu-

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

\

Rycina 4-57. Odlewy śladów opływania na dolnej powierzchni ławicy (Dżułyński

1963)

larna. Składają się na nią równoległe do siebie pasma, w obrębie któ­
rych cząsteczki cieczy poruszają się wzdłuż linii spiralnych, przy czym
sąsiadujące ze sobą spirale wirują w kierunkach przeciwnych (por. ryc.
2-12).

Naprzemianległe ułożenie spiral prawo- i lewoskrętnych powoduje,

że w przydennej partii prądu powstają pary zbieżnych i rozbieżnych

prądów wtórnych. Wzdłuż linii zetknięcia się prądów zbieżnych istnieje
tendencja do gromadzenia się materiału, która jest dodatkowo wspoma­

gana przez skierowaną ku górze składową pionową ruchu spiralnego.
W strefie prądów rozbieżnych skierowana jest ona pionowo w dół

i wspomaga wywieraną przez nie erozję.

Wynikiem działania takiego układu prądów wtórnych są wydłużo­

ne, równoległe do prądu grzbiety rozdzielone bruzdami. Formy te za­
chowują się jako odlewy na dolnych powierzchniach przykrywających
je ławic. Ich kształt zależy od prędkości prądu, konfiguracji dna i prze­

biegu spiral w prądzie.

W przypadku prądów stosunkowo słabych powstają tzw. dendry-

tyczne grzbiety prądowe (ang. dendritic ridges). Są to wąskie, niewyso-
kie grzbieciki rozdzielone płaskodennymi, szerokimi bruzdami. Grzbiety,
śledzone z kierunkiem prądu, łączą się ze sobą, tworząc rysunek zbiega­
jących się dendrytycznie linii (ryc. 4-58); znacznie rzadziej obserwuje
się ich rozdwajanie. W prądach niezbyt szybkich kąt, pod jakim grzbiety
łączą się ze sobą, jest stosunkowo duży, a same struktury są wykształ-

STRUKTURY EROZYJNE 169

Rycina 4-58. Odlewy dendrytycznych grzbietów prądowych na dolnej powierzchni
ławicy (Dżułyński 1963)

cone typowo. W miarę wzrostu prędkości prądu wielkość kąta maleje
grzbiety stają się coraz bardziej równoległe do siebie i upodabniają
się do tzw. podłużnych grzbietów prądowych (Dżułyński & Walton

1965).

Działalność erozyjna prądów, w których powstają grzbiety dendry-

tyczne, jest bardzo słaba. Zaznacza się ona jedynie zgarnięciem po-
wierzchniowej warstewki najbardziej luźnego osadu z obszaru bruzd
w kierunku grzbietów.

Podłużne grzbiety prądowe (ang. longitudinal ridges) są zasadniczo

do siebie równoległe, a rozdzielające bruzdy znacznie węższe i dość głę­
bokie w porównaniu z podobnymi formami w przypadku grzbietów den­
drytycznych (ryc. 4-59). Dno bruzd jest wklęsłe i bardzo często wystę­
pują na nim poprzeczne zmarszczki i drobne przegłębienia przypomina­
jące kształtem jamki wirowe. Struktury te powstają w wyniku odkształ­
ceń, jakim ulega miękki ale spoisty osad pod wpływem tarcia wywiera­
nego przez prąd (Sanders 1960).

Układ podłużnych grzbietów zależy w dużej mierze od konfiguracji

dna (Dżułyński & Simpson 1966). Proste równoległe grzbiety tworzą się
jedynie na zupełnie płaskim dnie. Wszelkie nierówności dna powodują
lokalne zmiany w ułożeniu spiral prądowych, co pociąga za sobą odpo­
wiednią modyfikację układu grzbietów.

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-59. Odlewy, podłużnych grzbietów prądowych na dolnej powierzchni ła­
wicy (Dżułyński & Walton 1965)

Rycina 4-60. Meandrujące bruzdy (Dżułyński & Walton 1965)

STRUKTURY EROZYJNE

Rzadko występującą odmianą omawianych form są struktury okreś­

lane jako meandrujące bruzdy (ang. meandering grooves, ryc. 4-60). W y ­

stępują one zwykle masowo w postaci niewielkich wijących się wąskich
zagłębień ułożonych równoległe do prądu. Bruzdy mają kapryśny prze­
bieg, pojawiają się i nikną na niewielkiej przestrzeni, jedne są zastępo­
wane przez drugie, często łączą się ze sobą, rzadko rozwidlają się w kie­
runku prądu.

Meandrujące bruzdy powstają prawdopodobnie w prądach słabszej

burzliwości i o nieco większej prędkości niż poprzednio opisane formy.
Wzrost prędkości powoduje zakłócenia w przebiegu spiral, które zaczy­
nają się rwać, stają się kręte, co znajduje odzwierciedlenie w kształcie
wytwarzanych przez nie struktur.

W prądach zawiesinowych dodatkowym czynnikiem ułatwiającym

powstawanie ruchu spiralnego może być niestateczne warstwowanie gę-

stościowe (Dżułyński & Walton 1963; Dżułyński 1965). Polega ono głów­
nie na występowaniu warstwy o większej gęstości nad warstwą, której

gęstość jest mniejsza. Równowaga w takim układzie jest nietrwała
i warstwa górna, dążąc do zajęcia najniższego położenia w ukła­
dzie, pogrąża się w warstwie dolnej, wypychając ją jednocześnie ku
górze.

Niestateczne warstwowanie gęstościowe i wynikające z niego struk­

tury deformacyjne zostaną omówione w innym miejscu (str. 187). W roz­
dziale niniejszym zagadnienia te będą rozpatrywane jedynie w odnie-

Rycina 4-61. Poduszkowate struktury wieloboczne na dolnej powierzchni ławicy
piaskowca (fot. S. Dżułyński)

172

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

sieniu do prądów zawiesinowych i struktur mieszczących się w ogólnym
pojęciu hieroglifów.

W przypadku braku przemieszczeń poziomych, w efekcie ruchu osa­

du spowodowanego niestatecznym warstwowaniem gęstościowym t w o -
rzą się sześcioboczne układy pionowych prądów wstępujących i ustępu­
jących, analogiczne do komórek konwekcyjnych powstających w cieczy

znajdującej się w podgrzewanym od dołu naczyniu.

Prądy zstępujące formują w podłożu płytkie zagłębienia wgniata-

jąc lub zgarniając na boki osad, który w miejscu prądów wstępujących

tworzy niewielkie grzbieciki układające się w bardziej lub mniej regu­

larny wieloboczny wzór. Struktury wieloboczne zachowują się w postaci

negatywów na dolnej powierzchni przykrywającej je ławicy piaskowca.

Przedstawiają się one jako płaskie, gęsto obok ciebie rozmieszczone gu­
zowate wyniesienia, przedzielone wąskimi bruzdami ( r y c 4-61). '

W prądzie do ruchu pionowego dołącza się jeszcze, składowa po­

zioma, która powoduje przekształcenie wirów „konwekcyjnych" w spi­
rale prądowe. W miarę wzrastającej roli ruchu postępowego struktury
wieloboczne przekształcają się stopniowo w wyciągnięte w kierunku prą­
du struktury łuskowe (ryc. 4-62), a te z kolei w opisane wyżej grzbiety
prądowe. W odwrotnej kolejności struktury te powstają w przypadku
wytracania prędkości przez prąd zawiesinowy.

Ślady pierzaste (ang. frondescent marks). Ogólny wygląd tych struk­

tur oddają do pewnego stopnia stosowane do ich odlewów nazwy: hie­
roglify pierzaste; hieroglify deltoidalne (ryc. 4-63).

Z doświadczeń Dżułyńskiego i Waltona (1963) oraz Dżułyńskiego

(1965) wynika, że ślady pierzaste powstają w przypadku pogrążania się

spiral prądowych w miękki osad. Pogrzęźnięte spiralne rozpływają się,

wysyłając na boki szereg wachlarzowo ułożonych, częściowo zachodzą­
cych na siebie wypustek. Ich obraz utrwalony na dolnej powierzchni,

ławicy przypomina nieco pęk piór lub liści palmy.

Trójkątne bruzdy. Do rzadko spotykanych struktur na dolnych po­

wierzchniach ławic należą odlewy zagłębień o trójkątnych zarysach i pła-

STRUKTURY EROZYJNE 173

Rycina 4-63. Hieroglify pierzaste (Dżułyński & W a l t o n 1965)

skim dnie. Zwrócone w kierunku prądu wierzchołki tych trójkątów są
ostro zarysowane, natomiast ich podstawy zlewają się z powierzchnią
ławicy (ryc. 4-64). Sposób powstawania trójkątnych bruzd nie został je-

Rycina 4-64. Trójkątne bruzdy (Dżułyński & Slączka 1960)

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

szcze całkowicie wyjaśniony. W czasie doświadczeń obserwowano

na linii czoła prądu zawiesinowego płynącego z małą prędkością
spirale prądowe tworzące niewielkie wybrzuszenia. Ich ślady uzy­
skane na miękkim podłożu przypominają w pewnym stopniu omawiane
bruzdy (Dżułyński 1965).

Ślady erozji a prędkość przepływu

Ilościowe określenie warunków hydrodynamicznych istniejących w prą­
dzie podczas powstawania poszczególnych rodzajów śladów erozji jest
trudnym problemem technicznym. W przeprowadzonych do tej pory do­
świadczeniach uzyskano jedynie bardzo ogólne dane, pozwalające stwier­
dzić, że pewne ślady powstają zasadniczo przy większych (lub mniej­
szych) prędkościach prądu niż inne.

Generalnie rzecz biorąc przy coraz to mniejszej prędkości prądów

uzyskiwano w doświadczeniach kolejno: poprzeczne ślady rozmywań,
jamki wirowe, meandrujące bruzdy prądowe i grzbiety dendrytyczne

(Dżułyński & Walton 1963, 1965; J.R.L. Allen 1969). Doświadczeń tych,
a szczególnie ich wyników ilościowych, nie można jednak przenosić

bezpośrednio na warunki naturalne. Prędkość, przy której powstają po­
szczególne ślady, zależy od wielu czynników takich jak: gęstość i lep­
kość kinematyczna cieczy, obecność lub braku niestatecznego warstwo­
wania w prądzie, charakter podłoża itp.

Również stwierdzona w doświadczeniach kolejność pojawiania się

śladów w prądach zawiesinowych, odpowiadająca stopniowemu spadko­
wi ich prędkości w miarę oddalania się od obszaru źródłowego, nie zaw­
sze jest w naturze zachowana. Przyczyną tego może być np. obecność
w prądzie większych fragmentów łupków, które początkowo niesione są
stosunkowo wysoko w prądzie i wówczas przy dnie linie prądowe są

niezakłócone i powstają grzbiety prądowe. Nieco dalej, gdzie prąd ma
już mniejszą prędkość, ułamki te są transportowane tuż ponad dnem,
a wymuszone przez nie zawirowania mogą doprowadzić do powstania

jamek wirowych.

Podobne odstępstwa mogą być również spowodowane lokalnymi

zmianami prędkości prądu wywołanymi np. rzeźbą dna czy stopniem

konsolidacji podłoża.

W większości przypadków prąd, który transportował i osadzał materiał ławicy pia­

skowcowej, jednocześnie żłobił w pelitycznym podłożu formy p o z y t y w o w e występują­
cych na niej hieroglifów. N i e k i e d y jednak istnieją oznaki świadczące, że akty erozji
i depozycji były dziełem dwu różnych prądów. Obserwowano np. o d l e w y jamek wiro­
wych pokryte hieroglifami organicznymi. W tym przypadku między utworzeniem się ja­
mek a ich zasypaniem musiał upłynąć pewien czas, konieczny do zasiedlenia dna przez
organizmy. Stwierdzono również zasypywanie jamek w i r o w y c h przez prąd płynący z in­
nego kierunku niż prąd, który je wyerodował. Zazwyczaj jednak nie ma p o w o d ó w do

oddzielania w czasie procesu formowania się śladów i ich zasypywania.

STRUKTURY EROZYJNE

Ślady przedmiotów

Niesione w prądzie przedmioty w momencie zetknięcia się z dnem po­

zostawiają po sobie w sprzyjających warunkach różnorodne ślady na
powierzchni osadu. Ich kształt zależy od sposobu transportu i rodzaju
narzędzi erozji oraz charakteru osadu. Przyjmując za podstawę sposób
transportu wyróżnia się wśród nich trzy zasadnicze grupy: ślady wle­
czenia, ślady przeskoków i ślady toczenia. Granice między tymi grupa­
mi są jednak płynne ze względu na liczne formy pośrednie

Ślady wleczenia (ang. groove marks). Siady pozostawione na dnie

przez wleczenie prądem przedmioty przedstawiają się najczęściej jako
prostolinijne, wąskie i niezbyt głębokie bruzdy ograniczone równole­

głymi krawędziami przebiegającymi zgodnie z kierunkiem prądu (Dżu­
łyński & Radomski 1955) (ryc. 4-65). Ich wielkość waha się w bardzo
szerokich granicach, od drobnych rys mierzonych w milimetrach, do
bruzd, których głębokość i szerokość mierzy kilka decymetrów, a dłu­
gość wynosi często kilka metrów.

Odpowiadające omawianym śladom hieroglify zachowują jednako­

wą wysokość i szerokość na całej długości widocznej w odsłonięciu.
Na powierzchniach hieroglifów wleczeniowych występują zazwyczaj
drobne grzbieciki stanowiące ślady pozostawione przez ostre krawędzie
przedmiotów. Przebiegają one najczęściej równolegle do siebie i krawę­
dzi hieroglifu. Znacznie rzadziej spotyka się hieroglify ze spiralną orna­
mentacją, która powstaje wskutek ruchu obrotowego przedmiotu w cza­

sie drążenia śladu.

Rycina 4-65. Odlewy śladów wleczenia (Dżułyński & Slączka 1960)

176

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Hieroglify wleczeniowe wskazują kierunek płynięcia prądu jedynie

w sposób linijny. Zwrot kierunku prądu może być określony tylko
w przypadku, gdy widoczne jest zakończenie hieroglifu. W zakończe­
niach zaprądowych znajdują się czasami narzędzia erozji. Najczęściej są

to fragmenty łupków wyrwane z bezpośredniego podłoża, ponadto spo­
tyka się kawałki drewna, szczątki organiczne, otoczaki lub konkrecje.
W niektórych przypadkach ślad wleczenia w pobliżu zakończenia ulega
zakrzywieniu w podobny sposób, w jaki ulega zakrzywieniu tor swo­
bodnie toczącego się koła kończącego swój bieg. Początek śladu można
rozpoznać dzięki drobnym, poprzecznym szczelinkom z rozciągania, któ­
re powstają niekiedy przy uderzeniu przedmiotu o spoiste dno (Dżułyń­
ski 1963).

Ślady strzałkowe (ang. chevron marks) są ściśle związane z śladami

wleczenia. Wyróżnia się dwie zasadnicze ich odmiany: ślady strzałko­
we „rozcięte" i „nierozcięte" (Dżułyński & Walton 1965). Siady strzał­
kowe „nierozcięte" mają postać drobnych włożonych jedna w drugą
zmarszczek w kształcie litery U lub V (ryc. 4-66C, D ) , ich zamknięte za­
kończenia wskazują kierunek płynięcia prądu. Ślady strzałkowe „roz­
cięte" składają się ze śladu wleczenia, stanowiącego oś struktury i z to­
warzyszących mu z obu stron, ukośnie ustawionych zmarszczek (ryc. 4-
-66B). Struktura wleczeniowa w tym przypadku niejako „rozcina" literę
V, jaką tworzyły zmarszczki w poprzedniej* odmianie.

Rycina 4-66.
Siady strzałkowe (według:
Craig & Walton 1962, Dżułyń­
ski & Sanders 1962, zmienio­
ne)

A — ślad w l e c z e n i a , B, C — r ó ż n e
f o r m y rozciętych ś l a d ó w s t r z a ł k o w y c h
przechodzące w ś l a d y nierozcięte,
D — schemat zmian kształtu ś l a d u w
m i a r ę o d d a l a n i a się przedmiotu od
dna

Najkorzystniejsze warunki do powstawania śladów strzałkowych

stwarza stosunkowo miękki osad przykryty cienką warstewką o nieco
większej spoistości. Zmarszczki śladu strzałkowego powstają na skutek

tarcia wywieranego przez narzędzie erozji na osad po obu stronach bru-
zdy wleczeniowej. Są to miniaturowe fałdki obalone w kierunku prądu.

Z chwilą, gdy przedmiot zostanie uniesiony ponownie ponad dno, ślad

I

STRUKTURY EROZYJNE 177

przekształca się w odmianę nierozciętą. Początkowo zmarszczki mają
kształt litery V, który stopniowo zaokrągla się i przybiera postać litery
U (ryc. 4-66D).

Zmarszczki nierozcięte powstają w wyniku efektu ssącego, jaki po­

wstaje za przedmiotem szybko poruszającym się w niewielkiej odległoś­
ci od dna. Zmiana ich formy jest związana ze stopniowym oddalaniem się

narzędzia od powierzchni osadu.

Ślady uderzeń powstają przy krótkotrwałych i przypadkowych zet­

knięciach unoszonych w prądzie przedmiotów z podłożem. Kształt śladu
zależy od rodzaju narzędzia, jego ułożenia podczas transportu, kąta ude­
rzenia i charakteru podłoża. Przy coraz to mniejszym kącie uderzenia
powstają odpowiednio: zadziory uderzeniowe, ślady poślizgów i ślady
poślizgów ze zmarszczką czołową.

Rycina 4-67. Zadziory uderzeniowe (Dżułyński & Sanders 1962)

Zadziory uderzeniowe (ang. prod marks) mają postać niewielkich

pogłębiających się i rozszerzających w kierunku prądu zagłębień (ryc.
4-67). W planie ich zarysy zbliżone są do ostrokątnego trójkąta zwróco­
nego wierzchołkiem pod prąd. W przekroju podłużnym zbocze podprą-
dowe jest zawsze dłuższe i mniej strome niż zbocze przeciwległe. Są to
zwykle formy niewielkie, ich rozmiary mieszczą się w granicach kilku —
kilkunastu milimetrów.

W przypadku omawianych śladów przedmiot, który uderzał o dno

12

Z a r y s s e d y m e n t o l o g i i

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

był następnie wyrzucany z utworzonego przez siebie zagłębienia i uno­
szony dalej w zawieszeniu. Z tego powodu tylko w nielicznych zadzio­
rach uderzeniowych utkwiły narzędzia erozji.

Przy płaskich uderzeniach, w czasie których przedmiot niejako tylko

muska dno, powstają ślady poślizgów (ang. bounce marks). Są to nie­
wielkie, nieco wydłużone depresje o zaokrąglonych, nieckowatych dnach
i łagodnie pochylonych pod- i zaprądowych zboczach. Formy asyme­

tryczne są zorientowane podobnie jak zadziory uderzeniowe. Ich bar­
dziej strome zakończenie jest zwrócone w kierunku płynięcia prądu.

Niekiedy przedmiot uderzając o powierzchnię odpowiednio plastycz­

nego osadu zgarnia pewną jego ilość, która pchnięta ku przodowi for­
muje u czoła śladu niewielkie wzniesienie. Powstaje wtedy ślad poślizgu
ze zmarszczką czołową (ang. brush mark).

Ślady toczenia i przeskoków (ang. skip marks i roli marks) składa­

ją się z linijnie uszeregowanych śladów uderzeń tego samego przed­
miotu. Ich forma zależy od kształtu i sposobu ułożenia narzędzia przy
każdorazowym uderzeniu o dno. Przedmioty o kształtach nieregularnych,
które dokonują obrotu podczas skoku, pozostawiają dwa lub nawet trzy

rodzaje rytmicznie powtarzających się śladów, (ryc. 4-68} Dżułyński &

Walton 1965).

Rycina 4-68.
Różne ślady przeskoków pozo­
stawione przez jeden przed­

miot

W miarę, jak maleje odległość pomiędzy poszczególnymi śladami

przeskoków, zaczynają się one coraz bardziej upodobniać do śladów to­
czenia, które w swej typowej postaci są formami ciągłymi.

Rycina 4-69.
Ślady przeskoków wytworzone
przez walcowaty przedmiot

A — K o l e j n e fazy. przeskoku, B —

p o z o s t a w i o n y ślad

Rozpoznanie rodzaju przedmiotu na podstawie pozostawionego prze­

zeń śladu przeskoku lub toczenia jest najczęściej niemożliwe. Do bar­

dziej charakterystycznych należą ślady pozostawiane przez kręgi ryb

STRUKTURY EROZYJNE

Rycina 4-70. Odlewy śladów poślizgów i przeskoków na dolnej powierzchni ła­

wicy (Dżułyński 1963)

(ryc. 4-69, 4-70) Dżułyński & Ślączka 1959), amonitów (Dżułyński & San-

ders 1962). ortocerasów (Craig & Walton 1962).

Olbrzymia większość śladów toczenia i przeskoków, podobnie zresztą jak i pozo­

stałych hieroglifów narzędziowych, została wytworzona przez niezidentyfikowane przed­
mioty. Znaleziska przedmiotów w bezpośrednim sąsiedztwie wytworzonych przez nie
śladów są rzadkie. Istnieją dwie przyczyny, dla których narzędzia erozji znajdowane są
w tak niewielkiej ilości, nawet w seriach skalnych bogatych w wytworzone przez nio

struktury. Po pierwsze jeden i ten sam przedmiot może w y t w o r z y ć wielką ilość śladów;
po drugie najczęstszym narzędziem, jak można sądzić z dotychczasowych znalezisk są

fragmenty łupków, które w trakcie transportu łatwo ulegają zniszczeniu, lub rozproszo­

ne na drobne okruchy uchodzą uwagi badacza.

Ślady kropel deszczu (ang. raindrop imprints). Krople deszczu lub

gradu padając na powierzchnię plastycznego mułu lub iłu wytwarzają
drobne, zazwyczaj półkuliste zagłębienia okolone niekiedy nieco wznie­
sioną nad otoczenia krawędzią o nierównych brzegach (ryc. 4-71). Podob­
ne zagłębienia, zwykle jednak mniej wyraźne, powstają także na po­
wierzchni drobnoziarnistego piasku; szanse ich zachowania się w stanie

kopalnym są jednak bardzo małe. Średnica większości śladów waha się
zazwyczaj w granicach od 2 do 12 mm. a głębokość nie przekracza 1—2
mm. W przypadku uderzeń pionowych powstają ślady o zarysach koli­
stych; przy uderzeniach skośnych zarysy ich są elipsoidalne.

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-71. Siady kropel deszczu (fot. R. Gradziński)

Siady kropel deszczu występują zazwyczaj masowo. W stanie ko­

palnym występują one w dwu postaciach: jako formy pozytywowe na
górnych powierzchniach warstw, lub — częściej — jako odlewy na

powierzchniach dolnych, gdzie tworzą niewielkie kopulaste wynio­
słości.

Ślady kropel deszczu są powszechnie uważane jako jeden z dowo­

dów istnienia warunków subaeralnych. Identyfikacja ich w osadach ko­
palnych nie zawsze jest łatwa, gdyż mogą one być mylone z bardzo do

nich podobnymi śladami pęcherzy gazowych (por. str. 200).

S E D Y M E N T A C Y J N E S T R U K T U R Y D E F O R M A C Y J N E

Jako sedymentacyjne struktury deformacyjne określa się zaburzenia
pierwotnego kształtu, układu lub budowy wewnętrznej warstw powstałe
w osadzie przed jego ostateczną lityfikacją. Bezpośrednimi przyczynami

powstawania tych struktur są:

— grawitacyjne ruchy masowe,
— niestateczne warstwowanie gęstościowe,
— spontaniczne upłynnienie osadu,
— deformacyjne działanie prądów,
— działalność organizmów żyjących w osadzie.

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

Ten ostatni przypadek zachodzi najczęściej w pyłach i drobnoziar­

nistych piaskach. Cząsteczki szybko odkładanego drobnoziarnistego osa­

du są przeważnie luźno upakowane i znajdują się w równowadze nie-
trwałej. Pod wpływem mechanicznego impulsu równowaga ich może ulec

zaburzeniu. Cząsteczki „spadają" w położenie bardziej stabilne (ryc.
4-72). Następuje zmniejszenie porowatości, które powoduje wzrost ciś­
nienia porowego. Wytrzymałość osadu na ścinanie może spaść w takim
przypadku nawet do zera i osad nabiera własności cieczy ulegając spon­
tanicznemu upłynnieniu.

W luźnych, nasyconych wodą osadach ilastych, w których budowie

dużą rolę odgrywają cząstki koloidalne (mniejsze od 1 μm) podobne
przejście w stan płynny polega ną spontanicznej przemianie żelu w zol

i nosi nazwę tiksotropii. Istotną cechą tego procesu jest jego odwracal-

ność. Upłynniony tiksotropowo osad może równie szybko przejść z po­
wrotem w stan stały. W takim przypadku struktury powstałe w stadium

płynnym zosta ją niejako „zamrożone" (Boswell 1949).

Najłatwiej procesom tiksotropowym ulegają iły, znacznie trudniej:

iły z dodatkiem pyłu lub piasku. Piasek nabiera własności tiksotropo-

Wymienione przyczyny rzadko jednak występują zupełnie samo­

dzielnie. Znacznie częściej ich działanie nakłada się na siebie, uniemo­
żliwiając przeprowadzenie ściśle genetycznego podziału struktur defor-
macyjnych. Ponadto struktury mające rożną genezę mogą być bardzo do

siebie podobne, co zmusza do daleko posuniętej ostrożności w ich in­

terpretacji.

Grawitacyjne ruchy masowe

Luźny osad znajdujący się na pochyłej powierzchni ulega grawitacyj­

nym ruchom masowym, jeżeli równoległa do zbocza składową siły cięż­
kości nie jest równoważona przez kohezję i tarcie wewnętrzne.

W warunkach naturalnych wzrost siły ścinającej jest najczęściej

spowodowany zwiększeniem się ciężaru osadu lub kąta nachylenia zbo­

cza, np. przez jego podcięcie. Czynnikiem decydującym o wytrzymałoś-

ci luźnego osadu na ścinanie w warunkach podwodnych jest ciśnienie

wody porowej, którego wzrost powoduje zwiększenie podatności osadu
na ruchy masowe. Może on być spowodowany zwiększeniem się ciężaru

nakładu, nasyceniem wodą lub przebudową układu cząstek w osadzie.

J 8 2

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

wych dopiero po dodaniu co najmniej 2% wagowych iłu. Optymalna dla
powstawania zjawisk tiksotropowych zawartość wody w tych osadach
wynosi od 50 do 70%.

Osad znajdujący się na pochyłym dnie w pobliżu punktu krytycz­

nego równowagi stanowi przykład tzw. układu spustowego. Zawarta
w takim układzie energia potencjalna może zostać wyzwolona przez na­
wet bardzo słaby impuls. Ilość wyzwolonej energii i skutki jej działania
są przy tym zupełnie niezależne od siły tego impulsu. Takimi czynni­
kami spustowymi w przypadku osadów morskich mogą być trzęsienia
ziemi, silne falowanie, prądy zawiesinowe itp.

Minimalny kąt nachylenia stoku konieczny dla powstania grawitacyjnych ruchów

masowych w niezdiagenezowanych osadach morskich waha się w bardzo dużych gra­
nicach. W przypadkach krańcowych wynosi on zaledwie 1°, a nawet mniej. Z drugiej

jednak strony znane są również zbocza podmorskie nachylone pod kątem kilkunastu

stopni, pokryte luźnymi osadami, które nie wykazują tendencji do ruchów grawitacyj­
nych. Wiąże się to zarówno z właściwościami mechanicznymi samych osadów, jak
i szybkością ich sedymentacji. Najbardziej podatne na wszelkiego rodzaju ruchy grawi­

tacyjne są iły i muły powstałe w wyniku szybkiej akumulacji. Porowatość tego rodzaju

osadów przekracza często 70°/o, a zawarta w nich woda może utrzymywać się stosunko­

wo długo, nawet pod znacznym nadkładem. W ś r ó d osadów współczesnych szczególnie
szybką akumulacją odznaczają się osady deltowe i osady prądów zawiesinowych.

W zależności od charakteru ruchu i sposobu zachowania się prze­

mieszczanego materiału wyróżnia się następujące typy podwodnych ru­
chów masowych:

— obrywy skalne, w tym typie ruchu uczestniczą bloki skalne, któ­

re zostały oderwane od calizny i spadają lub staczają się po stoku;

— podwodne ześlizgi, polegają na zsuwaniu się sztywnych lub pół-

skonsolidowanych osadów wzdłuż określonych płaszczyzn odkłucia;
w obrębie przemieszczanych mas nie dochodzi do powstawania znacz­
niejszych odkształceń ze względu na znikomy ruch ich cząsteczek wzglę­
dem siebie;

— płynięcie mas plastycznych, podobnie jak w przypadku poprzed­

nim odkłucie następuje wzdłuż określonych płaszczyzn; cząsteczki prze­
mieszczanej masy mają jednak, w ograniczonym zakresie, zdolność prze­
suwania się względem siebie, co umożliwia powstawanie w niej różnego
rodzaju struktur deformacyjnych, rezultatem tego rodzaju przemieszczeń
są m.in. utwory osuwisk podmorskich;

— grawitacyjne spływy osadu, są zbliżone swymi właściwościami

do ruchu płynu; przemieszczanie się masy spływu jest wynikiem nieza­

leżnego ruchu poszczególnych jej cząsteczek; grawitacyjne spływy osa­
du i ich utwory zostaną omówione w rozdz. 5.

Deformacyjne działanie prądów

Struktury deformacyjne mogą również powstawać pod wpływem naci­

sku wywieranego na osad przez przepływający ponad nim prąd.

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

-

Szczególnie dużą zdolność deformowania osadu mają gęste prądy za­

wiesinowe, które wpływając na miękkie, przesycone wodą podłoże
grzęzną w nim, odkształcając i rozrywając warstwy osadu. Pogrążając,
się masa zachowuje w pewnym stopniu ruch postępujący, co powoduje,
że powstające struktury są w dużym stopniu podobne do struktur wy­
tworzonych przez grawitacyjne ruchy masowe, a niekiedy uzyskują na­
wet określoną orientację przestrzenną (Dżułyński & Radomski 1966).

W powierzchniowych partiach osadu niewielkie struktury deforma­

cyjne powstają wskutek tarcia prądu zawiesinowego o dno. Podobne

działanie wywiera również trakcyjny transport dużych ilości piasku

(McKee et al. 1962).

Uławicenie zaburzone

W wyniku opisanych powyżej procesów ławice i warstwy osadu zostają

pofałdowane, zmięte, porozrywane. Miąższość ich staje się bardzo zmien­

na, w jednych miejscach ulegają one pogrubieniu w innych cienieją, aż

do zupełnego zaniku. Oderwane fragmenty ławic często zostają spiral­
nie zwinięte. Powyższe cechy wskazują, że osad w czasie procesów de-

formacyjnych był jeszcze plastyczny. Razem z zdeformowanymi plastycz­
nie elementami mogą również występować ostrokrawędziste bloki i okru­
chy o nienaruszonej budowie wewnętrznej, które zostały objęte za­
burzeniami już po osiągnięciu znacznego stopnia zwięzłości. T e g o rodza­

ju struktura osadu będzie określana ogólnie jako uławicenie zaburzone.

Odróżnienie uławicenia zaburzonego, rozumianego jako struktura

pene- czy synsedymentacyjna, od podobnych w formie deformacji tek­

tonicznych nie zawsze jest łatwe, szczególnie w obszarach, które ule­

gły intensywnym ruchom fałdowym. Trudności te jeszcze wzrastają,

w przypadku, gdy pole obserwacji jest małe w porównaniu ze skalą zja­

wiska.

Jedynym absolutnie pewnym kryterium pozwalającym odróżnić

struktury uławicenia zaburzonego od form tektonicznych jest sedymen-

tacyjny kontakt pakietu warstw zaburzonych z przykrywającym go osa-

Rycina 4-73. Kontakt erozyjny osuwiska z nadkładem (według: Książkiewicz 1958)

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

dem (ryc. 4-73), jak np. erozyjne ścięcie fałdów przez nadległą ławicę lub

wyrównywanie przez nią nierówności stropowej powierzchni, uławicenia
zaburzonego.

Ponadto cechami pomocniczymi pozwalającymi stwierdzić synsedy-

mentacyjny charakter zaburzeń mogą być (Rupke 1978):

— występowanie uławicenia zaburzonego wśród utworów niezde-

formowanych;

— uprzywilejowana orientacja osi fałdów, niezależna od ogólnego

kierunku tektonicznego;

— krzywolinijny przebieg osi fałdów;
— duża zmienność stylu fałdowania i różnorodność struktur defor-

macyjnych;

— obecność sedymentacyjnych brekcji i żwirowców ilastych;
— brak otwartych szczelin i szczelin wypełnionych kalcytem;
— brak luster tektonicznych w obrębie uławicenia zaburzonego i na

kontakcie z podścielającymi i nadległymi osadami niezaburzonymi;

— wciśnięcia mułowców w sfałdowane ławice piaskowcowe.
Ogólnie jednak rzecz biorąc granica pomiędzy strukturami utworzo­

nymi przez grawitacyjne ruchy masowe a strukturami powstałymi w w y ­
niku zjawisk tektonicznych jest nieostra i np. w przypadku tektoniki gra­
witacyjnej zaznacza się jedynie w ich skali. Struktury te tworzą ciągły
szereg od drobnych osuwisk do wielkich obsuniętych mas mierzących
wieleset metrów miąższości i obejmujących wiele kilometrów kwadrato­
wych powierzchni, które ze względu na ich rozmiary traktowane są już
jako elementy tektoniczne (fałdy lub nawet płaszczowiny).

Pakiety osadów; o uławiceniu zaburzonym zazwyczaj są określane

jako „osuwiska podmorskie". Geneza tego typu struktur może być jed­
nak różna (grawitacyjne ruchy masowe, deformujące działanie prądów,
niestateczne warstwowanie gęstościowe), dlatego też lepiej jest stoso­
wać ten termin tylko w konkretnych przypadkach, w których osuwisko­
wy charakter struktur nie budzi żadnych wątpliwości.

Wyróżnia się dwa typy uławicenia zaburzonego: uławicenie zabu-

rzone rozdrobnione i nierozdrobnione (Dżułyński 1963). W przypadku uła-

Rycina 4-74. Rozdrobnione uławicenie zaburzone (według: Kslążkiewicz 1958)

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

wicenia zaburzonego rozdrobnionego (ryc. 4-74) większość osadu biorą­
cego w nim udział została rozproszona tworząc bezstrukturalną masę,
w której tkwią chaotycznie rozmieszczone, różnej wielkości i kształtu
fragmenty bardziej spoistych ławic. W uławiceniu nierozdrobnionym ma­
teriał rozproszony w ogóle nie występuje lub jest go bardzo mało, a głów­
ną masę utworu stanowią zdeformowane ławice lub ich fragmenty (ryc.
4-75).

Rycina 4-75. Uławicenie zaburzone nierozdrobnione (według: Dżułyński 1963)

A — E — kolejne ł a w i c e , na ł a w i c a c h C 1 D z a c h o w a n e hieroglify mechaniczne

Jedną z bardziej charakterystycznych struktur występujących w uła­

wiceniu zaburzonym są fałdy deformacyjne. Mają one zazwyczaj postać
oderwanych i obalonych mniej lub bardziej skomplikowanych antyklin
lub synklin. W przegubach antyklin pospolitym zjawiskiem jest cienie-
nie, a w przegubach synklin wzrost miąższości ławic. M i m o znacznych
deformacji niekiedy na ich spągowych powierzchniach znajdują się
dobrze zachowane hieroglify. Prawdopodobnie były one otulone osadem

ilastym, który ochronił je od zniszczenia.

Rycina 4-76. Płaty deformacyjne (częściowo według: Książkiewicz 1958)

A — symetryczny, B, C, D — niesymetryczne, E, F — s o p l o w e

Zdeformowane „plastycznie" fragmenty ławic nie mające charakteru

fałdów określa się ogólnie jako płaty deformacyjne (ryc. 4-76). Najczęś-

ciej są to w różny sposób powyginane fragmenty ławic o nieregularnych

kształtach. Wśród nich wyróżniają się tzw. płaty zawinięte, których jed­
na z krawędzi jest zagięta i tworzy rodzaj leżącego fałdu. Zagięcie to
może nastąpić ku górze lub pod spod płata (ryc. 4-77).

STRUKTURY SEDVMENTACYJNE

Rycina 4-77. Powstawanie płatów deformacyjnych (według: Książkiewicz 1958)

Innym typem płatów śą tzw. płaty soplowe. Ich cechą charaktery­

styczną jest całkowite zatarcie budowy wewnętrznej. N a z w ę swoją zaw­
dzięczają zgrubieniu czołowemu, które powstaje na skutek przemieszcza­
nia się upłynnionego materiału w obrębie płata.

• Rycina 4-78. Przekrój przez toczeniec piaszczysty (według: Macar 1950)

Mniej lub bardziej kompletnie zwinięte fragmenty ławic piaskowco­

wych określa się jako toczeńce piaszczyste (ryc. 4-78). Układ lamin wi­

doczny na przekrojach podkreśla deformacyjny charakter tych struktur
i pozwala odróżnić je od innych zaokrąglonych ułamków skał (np. oto­
czaków). Toczeńce piaszczyste powstają zarówno w czasie przemieszcza­
nia się osadu, np. w osuwisku, jak i podczas grzęźnięcia fragmentów pia­
szczystych w upłynnionym osadzie (por. str. 189). Toczeńce występują­
ce w, obrębie uławicenia zaburzonego zbudowane są z materiału piasz­

czystego. Mułowce i łupki ulegają całkowitemu rozproszeniu albo two­
rzą ostrokrawędziste okruchy i bloki. Tak zwane toczeńce ilaste powsta­

ją w odmiennych warunkach i są omówione na str. 202.

Struktury kierunkowe w uławiceniu zaburzonym

Opisane wyżej struktury, przy założeniu ich osuwiskowej genezy, są
często wykorzystywane dla określenia kierunku nachylenia lub rozcią­

głości paleoskłonu. Do tego celu służą następujące przesłanki:

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

— w większości osuwisk uprzywilejowana orientacja osi fałdów se­

dymentacyjnych jest równoległa do rozciągłości paleoskłonu;

— fałdy są obalone w kierunku nachylenia paleoskłonu;
— rozwinięte krawędzie „pływających" w masie osuwiskowej pła­

tów są skierowane w dół stoku;

— zawinięte krawędzie ławic nie wyruszonych ze swego położenia

są zwrócone w kierunku przeciwnym do ruchu osuwiska.

Spośród wymienionych wskaźników najbardziej wiarygodny i jed­

nocześnie najrzadziej spotykany jest ostatni. Pozostałych nie można da­
rzyć całkowitym zaufaniem. Składa się na to kilka przyczyn. Ruch mas
osuwiskowych jest często zbliżony do ruchu turbulentnego, w którym
rozkład lokalnych nacisków i przemieszczeń jest w znacznej mierze przy­
padkowy. Pełny obraz przestrzennej orientacji można uzyskać jedynie
na podstawie statystycznej interpretacji pomiarów dokonanych w wielu
punktach rozrzuconych w całej masie osuwiska. W warunkach tereno­
wych jest to zazwyczaj niemożliwe. W przypadku dużej mobilności mate­

riału osuwiskowego mogą powstawać struktury fałdowe, których osie są
skierowane równolegle lub skośnie do kierunku przemieszczania się osu­
wiska. Tak zorientowane struktury fałdowe były obserwowane w natu­
rze i podczas doświadczeń nad deformacjami wywołanymi przez gęste

prądy zawiesinowe (Crowell et al. 1966, Dżułyński & Radomski 1966).

Struktury deformacyjne spowodowane

niestatecznym warstwowaniem gęstościowym

Najprostszy przypadek warstwowania gęstościowego stanowi układ skła­
dający się z dwu warstw różniących się ciężarem objętościowym. Układ
taki znajduje się w równowadze stałej wówczas, gdy warstwa b o więk­

szym ciężarze objętościowym znajduje się poniżej warstwy a o mniejszej
gęstości; jest to warstwowanie gęstościowe stateczne. Będzie ono dalej
określane symbolem ab.

W przypadku odwrotnym (układ ha, warstwa b występuje nad war­

stwą a) warstwowanie jest niestateczne: warstwa h dąży do zajęcia
w układzie możliwie najniższego położenia. Zmniejszanie się tarcia we­
wnętrznego warstwy a, lub lepkości warstwy b powoduje ruch mas i po-
wstanie w osadzie różnego rodzaju struktur deformacyjnych.

W osadach piaszczystych zmniejszenie się tarcia wewnętrznego spo­

wodowane jest spontanicznym upłynnieniem materiału i powstaniem ku-
rzawki. W mułach i iłach upłynnienie następuje dzięki własnościom ti-
ksotropowym zawartych w osadzie koloidów. Wyzwolenie tych proce-

rów następuje pod wpływem bodźca mechanicznego, układ ba należy
więc do kategorii układów spustowych.

Zaburzenia będące wynikiem niestatecznego warstwowania gęstoś­

ciowego nie są związane z żadnym określonym środowiskiem sedymen-

188 STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

tacyjnym. Najczęściej spotyka się je w utworach prądów zawiesino­

wych, w których rytmiczne powtarzanie się warstw piaszczystych i mu-

łowcowych stwarza szczególnie dogodnie warunki do powstawania ukła­

dów ba.

Charakter struktur deformacyjnych zależy od następujących czyn­

ników (Cegła & Dżułyński 1970):

— własności mechanicznych osadu (osad płynny, plastyczny, kru­

chy);

— jego struktury, która może być statystycznie jednorodna lub nie­

jednorodna;

— sposobu rozchodzenia się zaburzeń wzdłuż powierzchni rozdziela­

jącej warstwy o różnej gęstości: zaburzenia mogą powstawać na całej

powierzchni międzywarstwowej lub rozprzestrzeniać się kierunkowo
w postaci frontu upłynnienia;

— obecności lub braku poziomego ruchu warstw względem siebie:

w pierwszym przypadku układ jest (poziomo) nieruchomy, w drugim
(poziomo) ruchomy.

Układy nieruchome

Początkowa forma deformacji w układach nieruchomych upłynnionych
jednocześnie na całej powierzchni międzywarstwowej zależy od lepkoś­

ci kinematycznej (v) warstw a i b. Można wyróżnić trzy zasadnicze przy­

padki (Dżułyński 1966; Anketell et al. 1970):

— lepkość warstw jest zbliżona;
— lepkość warstwy a jest mniejsza niż warstwy b;
— lepkość warstwy a jest większa niż warstwy b.
W pierwszym przypadku deformacje rozpoczynają się jako łagodne

ondulacje powierzchni międzywarstwowej. Powstałe wypiętrzenia i de­
presje mają zbliżoną szerokość. W miarę rozwoju deformacji amplituda

tych struktur rośnie. W przypadku drugim deformacje przybierają po­
stać pogrążających się sopli utworzonych z materiału warstw b, w ostat­
nim zaś materiał warstwy a tworzy diapiry przebijające warstwę nadle-
głą (ryc. 4-79).

Struktury te, jeżeli są rozmieszczone w znacznych odstępach od sie­

bie; mają przekroje owalne lub koliste. Przy gęstym ustawieniu ich prze­
kroje uzyskują formę mniej lub bardziej regularnych wieloboków.

Wzrostowi sopli i diapirów towarzyszy przeciwnie skierowany ruch

materiału warstwy o mniejszej lepkości kinematycznej. Teoretycznie
prowadzi to do osiągnięcia przez układ statecznego warstwowania gę-
stościowego. Proces ten jednak rzadko przebiega do końca. Rozwój de­
formacji powoduje zmniejszenie porowatości i utratę wody przez osad,
co pociąga za sobą zmniejszenie się stopnia upłynnienia. Powstające
struktury zostają wskutek tego zamrożone w różnych stadiach rozwoju.

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE 19

Mniej lepki osad może tworzyć w czasie ruchów wyrównawczych

struktury kroplowe, które bądź zachowują łączność z warstwą macierzy­
stą, bądź też odrywają się od niej i samodzielnie wędrują do granic
układu (ryc. 4-80).

Rycina 4-80.
Struktury kroplowe w przekroju poprzecznym
ławicy

Diapiry, które dotarły do powierzchni graniczńej układu i zachowa­

ły jeszcze dostateczny stopień płynności, rozlewają się w poziomie.
Utworzona w ten sposób warstwa pokrywa niezgodnie struktury defor­

macyjne, co może na pierwszy rzut oka sugerować istnienie powierzchni
erozyjnej.

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

W osadach jednorodnych sople i diapiry mogą powstawać w do­

wolnym miejscu. W osadach niejednorodnych pod względem struktu­
ralnym rozkład ruchów pionowych jest w większym lub niniejszym stop­
niu kontrolowany przez elementy powodujące tę niejednorodność. Mogą
to być zmiany w grubości warstwy, nierówności na powierzchni mię­
dzywarstwowej, różnice teksturalne w obrębie warstwy, różny stopień
upłynnienia jej poszczególnych części i in. Na przykład uprzywilejowa­
nymi miejscami powstawania ruchów wstępujących są elewacje po­
wierzchni międzywarstwowej lub miejsca najmniejszej miąższości war­
stwy górnej. W depresjach powierzchni międzywarstwowej i w miej­
scach, w których warstwa górna ma największą miąższość rozwijają się

ruchy zstępujące.

W przypadku niezupełnego lub krótkotrwałego upłynnienia na dol­

nej powierzchni warstw b (w warunkach naturalnych jest nią najczęściej
piaskowiec) powstają różnorodne struktury pogrązowe, będące często
przekształconymi wypełnieniami drobnych zagłębień dna, takich jak jam­

ki wirowe, ślady wleczenia itp.

Nieco inną formę przybierają deformacje w układach upłynnianych

frontalnie. W takim przypadku zmniejszenie się lepkości następuje stop­
niowo, w miarę jak front upłynnienia przesuwa się w poziomie. Za fron­
tem upłynnienia powstają wydłużone linijne struktury deformacyjne,
których dłuższe osie układają się równolegle do linii frontu. Dwa zasad­
nicze wzory tych struktur zależne od lepkości kinematycznej warstw

a

i b przedstawia rycina 4-81.

W warunkach naturalnych często występują układy niestatecznego

Rycina 4-81. Schemat struktur deformacyjnych w układzie ba upłynnianym fron­

talnie (według: Anketell & Dżułyński 1969)

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

Rycina 4-82. Rycina 4-83.
Schemat zaburzeń w układzie ba, w któ- Kolejne stadia powstawania pogrzęźniętych
rym człon b ma własności ciała kruche- form synklinalnych (według: Kuenen 1965)

go (według: Anketell et al. 1970)

warstwowania gęstościowego, w których jeden z członków zachowuje
się jak ciało kruche.

W przypadku, gdy łamliwa jest warstwa b, w momencie upłynnie­

nia warstwy podścielającej rozpada się ona na różnej wielkości frag­

menty, które stopniowo toną w upłynnionym podłożu (ryc. 4-82) i gro­
madzą się w dolnej części układu, lub jeżeli „zamrożenie" nastąpiło wy­

starczająco szybko, pozostają zawieszone w stężałym materiale warst­

wy a.

Plastyczne fragmenty warstwy b w czasie swojej wędrówki w dół

przybierają często formę izolowanych, synklin o skrzydłach zagiętych
w charakterystyczny sposób ku środkowi (ryc. 4-83). Rotacyjny ruch
fragmentów oraz ruch otaczającego je ośrodka może doprowadzić do
ich całkowitego zwinięcia. Przypominają one wówczas opisane poprzed­

nio toczeńce piaszczyste (str. 18i6).

192

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Rycina 4-84. Schemat zaburzeń w układzie ba, w którym człon a zbliża się swymi
właściwościami do granic plastyczności (według: Anketell et al. 1970)

W sytuacji odwrotnej, g d y upłynnieniu ulega warstwa b, zaś war­

stwa a jest bardziej zwięzła, materiał warstwy b wdziera się w szczeliny
warstwy a, która może ulec rozdrobnieniu. Oderwane okruchy wskutek
mniejszego ciężaru objętościowego są następnie wypychane ku górze
(ryc. 4-84).

W przypadku istnienia jednocześnie słabych ruchów poziomych,

fragmenty warstw plastycznych przyjmują postać całkowicie lub częś­
ciowo izolowanych soczewek i tworzą struktury sedymentacyjnego bu-
dinażu.

W warunkach naturalnych poza prostymi, dwuczłonowymi- układa­

mi niestatecznego warstwowania gęstościowego występują również ukła­
dy złożone, składające się z kilku warstw mających na przemian więk­
szy i mniejszy ciężar objętościowy. Zaburzenia deformacyjne w takich
układach są znacznie bardziej skomplikowane (ryc. 4-85), można w nich
jednak odnaleźć takie same struktury elementarne, jakie występują

w układach prostych.

Rycina 4-85. Zaburzenie w niejednorodnym układzie ba (według: Anketell et al.

1969)

z — powierzchnia ścinająca, u t w o r z o n a na g r a n i c y o s a d u p o d l e g a j ą c e g o zaburzeniom i w o d y

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

Układy ruchome

W ruchomych układach niestatecznego warstwowania gęstościowego

do pionowych ruchów wyrównawczych dołącza się ruch poziomy war­

stwy b względem warstwy a. W przyrodzie takie układy powstają np.
w przypadku pokrycia przez prąd zawiesinowy przesyconego wodą osa­

du w czasie ruchów soliflukcyjnych itp.

Heksagonalny wzór, jaki powstaje w układach nieruchomych na

dolnej powierzchni warstwy b, przekształca się pod wpływem ruchu po­
stępowego we wzór łuskowy (Dżułyński 1966; Anketell et al. 1970). "Łu-
ski" mogą być ułożone szeregowo lub równolegle. Ich orientacja
zależy od wzajemnego stosunku lepkości kinematycznej w warstwach
a i b (ryc. 4-86).

W układach o znacznej przewadze ruchu poziomego nad pionowym

„łuski" przekształcają się w grzbiety wydłużone zgodnie z kierunkiem
ruchu. W przypadku dostatecznie dużego tarcia między warstwami a
i b na powierzchni międzywarstwowej powstają poprzeczne garby, któ­
re interferują z podłużnymi grzbietami. W miejscach krzyżowania się
tych struktur mogą utworzyć się struktury diapirowe, przebijające się

do górnej powierzchni układu.

Warstwowanie konwolutne

Mianem warstwowania konwolutnego (ang. conwolute stratification)

określa się wewnątrzławicowe zaburzenia lamin tworzące mniej lub bar-

13 Z a r y s sedymentologii

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

dziej skomplikowane miniaturowe fałdy. Zaburzenia te nie powodują
deformacji powierzchni ławicy, w której występują (ryc. 4-87).

Warstwowanie konwolutne m o ż e obejmować całą miąższość ławicy

lub tylko jej część. Zazwyczaj poniżej strefy zaburzonej znajduje się
pakiet lamin poziomych, w którego stropie zaczynają rozwijać się de­
formacje. Początkowo są one łagodne i nieznaczne, ku górze stają się
stopniowo coraz bardziej intensywne i skomplikowane. Powyżej strefy

najsilniej zaburzonej fałdy stopniowo wygasają i przechodzą w lamina­
cję poziomą lub są ścięte powierzchnią erozyjną.

Rycina 4-87. Schemat zaburzeń
warstwowania konwolutnego

A — zaburzenia wygasają; w stropie
ł a w i c y , B — zaburzenia są ścięte przez
w a r s t w ę p r z y k r y w a j ą c ą

Laminy zachowują ciągłość na długich odcinkach i można je śledzić

w kolejno po sobie następujących strukturach fałdowych. Często wyka-
zują one wtórne zmiany miąższości, grubiejąc w przegubach synklinal-
nych i cieniejąc w przegięciach antyklin. Skrócenie lamin wywołane ich
zafałdowaniem jest znaczne (30—50%). Mimo to miąższość ławic, względ­
nie stref z konwolucjami, jest zadziwiająco stała.

Struktury antyklinalne w obrębie warstwowania konwolutnego są

zazwyczaj wąskopromienne i stosunkowo strome, synkliny natomiast
szerokie i bardziej połogie. Ta cecha fałdów konwolucyjnych jest do­
brym wskaźnikiem stropu i spągu warstw.

Warstwowanie konwolutne występuje prawie wyłącznie w mułow-

cach i bardzo drobnoziarnistych, silnie mułowcowych piaskowcach. Ge­
neza warstwowania konwolutnego jest procesem złożonym i nie może
być wyjaśniona za pomocą jednego prostego schematu.

Hipotezy tłumaczące powstanie warstwowania konwolutnego grawi­

tacyjnym spełzywaniem osadu mają już tylko znaczenie historyczne.
Przeciwko nim przemawiają m.in. następujące argumenty:

— stała miąższość ławic warstwowanych konwolutnie;
— brak — pospolitych przy wszelkiego rodzaju grawitacyjnych ru-

chach masowych — deformacji nieciągłych (uskoki, nasunięcia, itp.);

— brak nagromadzeń ponasuwanych na siebie fałdów.

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

Charakter deformacji wskazuje, że zachodziły one w osadzie znaj­

dującym się na granicy płynności lub całkowicie upłynnionym. Takie

cechy, jak: wygasanie deformacji ku stropowi ławicy, stopniowe przejś­
cie do laminacji niezaburzonej i stała miąższość warstw o strukturze

konwolutnej, pozwalają przyjąć, że omawiane deformacje powstały przed
zakończeniem sedymentacji ławicy.

Szczególnie korzystne warunki do powstawania warstwowania kon­

wolutnego istnieją w czasie odkładania materiału przez prądy zawiesi­

nowe. Stwarzają je m. in. szybka depozycja, z czym związana jest sto­

sunkowo duża płynność (względnie łatwość przechodzenia w stan płyn­
ny) świeżo złożonego osadu, oraz częste występowanie w nim niestatecz­
nego warstwowania gęstościowego.

Kuenen (1953) wysunął hipotezę powstawania warstwowania konwo­

lutnego pod wpływem zróżnicowanego ciśnienia, jakie tworzy się przy
przepływie prądu ponad nierównym dnem. Nad wyniosłościami nastę­
puje wtedy obniżenie ciśnienia, natomiast w obniżeniach jego wzrost.
Wyniesione partie dna są wskutek tego „wyciągane" ku górze, stają
się bardziej strome i niejednokrotnie dochodzi do ich obalenia w kie­
runku prądu. Szczyty tak powstałych antyklin mogą być erodowane.
Wyerodowany materiał jest składany w depresjach. Dodatkowo obcią­
żone zagłębienia mają tendencję do grzęźnięcia, powodując dalszą in­
tensyfikację całego procesu. W miarę słabnięcia prądu następuje stop­

niowe wygasanie deformacji, aż do utworzenia się niezaburzonych la­

min w stropie.

Kres rozwojowi deformacji mogą kłaść również przemiany tekstu-

ralne zachodzące w osadzie. Wskutek fałdowania następuje zwiększenie
przestrzeni porowej w laminach piaszczystych. Materiał tych lamin mo­
że pozostawać tak długo w stanie upłynnienia, jak długo woda jest
w stanie wypełnić dodatkową przestrzeń porową. Z chwilą, gdy dopływ
jej staje się niewystarczający, piasek nabiera własności dylatacyj­

nych, a tworzące się struktury zostają „zamrożone" (Dżułyński & Smith
1963).

Struktury warstwowania konwolutnego mogą również powstawać

pod przykryciem osadu (Anketell & Dżułyński 1969b). Mają one wtedy
charakter pogrązów o bardzo skomplikowanej budowie wewnętrznej,
w której można rozpoznać zdeformowane struktury depozycyjne (np.
laminację, riplemarki itp.). Między pogrązy wciska się bardziej płynny

materiał, tworząc często grzybowate zakończenia diapirów, które przy­

kryte są przez niezaburzoną górną część ławicy. Brak śladów erozji
w szczytowych partiach diapirów oraz zależność wielkości pogrązów od
grubości ławicy przemawiają za postsedymentacyjnym w tym przypad­
ku charakterem warstwowania.

Zostały też wyrażone poglądy wiążące powstanie niektórych struk­

tur warstwowania konwolutnego z ucieczką wody z osadu.

13

-

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Deformacyjne fałdy obalone

Fałdy te powstają wskutek deformacji czołowych lamin w górnych częś­
ciach zestawów lamin warstwowania przekątnego o dużej skali, przy

czym powierzchnie ograniczające od dołu i od góry strefę zaburzoną po­

zostają gładkie (ryc. 4-88). Geneza omawianych fałdów nie została cał-

Rycina 4-88. Deformacyjne fałdy obalone

(według: J. R. L. Allen & Banks 1972)

kowicie rozwiązana. Krytyczny przegląd literatury przedmiotu zawiera

praca J.R.L. Allena & Banksa (1972). Według wymienionych autorów
struktury te powstają pod wpływem tarcia wywieranego przez prąd

przepływający ponad upłynnionym osadem.

Żyły i dajki klastyczne

W skałach osadowych występują struktury zbudowane z materiału kla-
stycznego, które swoją formą i stosunkiem do otaczających je skał przy­
pominają żyły intruzywne. T e g o rodzaju utwory, określane są jako ż y ł y
klastyczne (ryc. 4-89). T w o r z y w o żył zostało wprowadzone w dany ośro­

dek (z góry lub z dołu) pod ciśnieniem.

Rycina 4-89.

Żyły piaskowcowe w utwo­

rach fliszowych, Karpaty

Często jako żyły klastyczne określa się również szczeliny wypeł­

nione osadem spadającym z góry pod wpływem siły ciężkości (żyły nep-

tuniczne). Te ostatnie struktury nie mają jednak charakteru intruzywne-
go i termin „żyła" nie jest dla nich odpowiedni.

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

Rozmiary żył wahają się w bardzo szerokich granicach, od form, któ­

rych zasięg pionowy i grubość można mierzyć w centymetrach i mili­
metrach, do potężnych, kilkunastometrowej grubości intruzji dających
Się śledzić na długości wielu kilometrów. Zasięg pionowy żył dochodzi
w skrajnych przypadkach do wielu setek metrów.

Ściany żył są niekiedy gładkie i równoległe do siebie, a same żyły

przebiegają prostolinijnie. Często jednak żyły są pogięte lub nawet sfał-
dowane, odznaczają się nieregularnymi zmianami miąższości i mają nie­
równe powierzchnie. Deformacje żył są spowodowane kompakcją intru-

dowanego osadu. Rozprostowując ich skręty można w przybliżeniu oce­
nić minimalną wielkość kompakcyjnego zgniecenia osadu (Dżułyński &
Radomski 1957).

Mechanizm powstawania żył klastycznych polega, ogólnie rzecz bio­

rąc, na wciskaniu upłynnionego osadu w warstwy otaczające. Ławice
macierzyste żył wykazują nieregularne zmiany miąższości, a niekiedy
zanikają całkowicie i jako jedyny ślad po nich pozostają kroplowe for­
my wyznaczające ich pierwotny przebieg. Ruch materiału może być spo­
wodowany ciśnieniem nadkładu, ciśnieniem gazów lub wód artezyjskich.

Żyły klastyczne przebijają nadkład wykorzystując istniejące powierzch­
nie nieciągłości lub torując sobie aktywnie drogę w osadzie. Niekiedy
po przebiciu pewnej partii osadu rozlewają się w płaszczyźnie uławice­
nia tworząc klastyczne żyły pokładowe (sille).

Upłynnieniu ulegają najłatwiej masywne ławice piaskowców, znacz­

nie rzadziej ławice o słabo zaznaczonej gradacji ziarna i niewyraźnie la­
minowane. Obecność w ławicy dobrze wyrażonej laminacji (poziomej
lub skośnej) czy uziarnienia frakcjonalnego jest czynnikiem niesprzyja­
jącym jej upłynnieniu i powstawaniu żył. Przemawia za tym stosunek
żył do przebijanych przez nie warstw o różnej strukturze i składzie. Ż y ł y
przecinają osady mułowcowe i ławice piaskowców zawierające struktury

warstwowe wzdłuż ostrych granic, nie naruszają ich budowy wewnętrz­
nej lub powodują jedynie drobne deformacje lamin w bezpośrednim są­
siedztwie żyły. Natomiast w przypadku natrafienia na ławicę jednorod­
nego piaskowca często stanowią one impuls powodujący jej upłynnienie

(Dżułyński & Radomski 1957). Żyła ,,wlewa" się w taką ławicę i zatraca

swoją indywidualność, a jednocześnie upłynniona ławica daje początek
nowym intruzjom klastycznym (ryc. 4-89).

Struktury ucieczkowe

Struktury ucieczkowe (ang. water escape structures) powstają w luź­
nym jeszcze osadzie wskutek wyciskania pod jego własnym ciężarem za­
wartej w nim wody porowej. Zaliczyć do nich można struktury misecz-
kowe, kanały ucieczkowe, miniaturowe wulkany piaszczyste i ślady pę­

cherzy gazowych. Pierwsze dwie formy występują wewnątrz ławic i są

198

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

obserwowane przede wszystkim na ich przekrojach, natomiast pozostałe

stanowią mikroformy stropowych powierzchni ławic.

Struktury miseczkowe (ang. dish structures) utworzone są przez cien­

kie, ciemno zabarwione, nieciągłe laminy w charakterystyczny sposób
ugięte ku dołowi (ryc. 4-90). Poszczególne "miseczki", bądź przechodzą
łagodnie w rozdzielające je wzniesienia, bądź mają strome, podgięte kra­
wędzie, często urywające się na wyżej leżącej, podobnej laminie.
W mniej typowych przypadkach laminy te są zupełnie płaskie, bardziej
ciągłe i tylko w stosunkowo dużych odstępach pojawiają się na nich
niewielkie dość strome wypukłości przypominające miniaturowe, niecał-
kiem rozwinięte struktury diapirowe. Niekiedy, jakkolwiek bardzo rzad­

ko, struktury miseczkowe można obserwować na powierzchniach od-

dzielności śródwarstwowej w postaci niewielkich zagłębień, zazwyczaj
o podwiniętych krawędziach. Rozdzielające je grzbieciki tworzą wielo-

boczną siatkę przypominającą nieco spękania błotne.

Rycina 4-90. Różne typy struk- Rycina 4-91. Kanał ucieczkowy

tur miseczkowych (schemat)

Ciemna barwa lamin tworzących miseczki spowodowaną jest nagro­

madzeniem cząstek ilastych, bardzo drobnych płatków miki, oraz pyłu
kwarcowego i skaleniowego. Granice lamin mogą być ostre lub niewy­
raźne. W pierwszym przypadku grubość lamin nie przekracza 0,2 mm,

w drugim dochodzi do 2 mm.

Struktury miseczkowe były obserwowane w osadach masywnych, la­

minowanych poziomo, przekątnie i warstwowanych konwolutnie. W tych

ostatnich przypadkach przecinają one niezgodnie struktury warstwowa­
nia, przy czym pierwotna laminacja osadu poniżej miseczek ulega cał­
kowitemu zatarciu, powyżej zaś pozostaje nienaruszona. Obserwacje te

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE

przemawiają wyraźnie za wtórną, postsedymentacyjną genezą omawia­
nych form.

Struktura miseczkowa powstaje w przypadku, gdy uchodząca z osa­

du woda napotyka na swej drodze strefę o zmniejszonej przepuszczal­

ności i jest zmuszona do płynięcia na pewnym odcinku poziomo (Lowe
& LoPiccolo 1974). Ucieczka wody z takiej pułapki może nastąpić w tro­
jaki sposób: a) przez częściowe przesiąkanie przez strefę ograniczającą

jej pionowy ruch, b) gwałtowne przebicie się przez taką strefę i c) po­

z i o m y przepływ do miejsca, w którym ucieczka ku górze jest mo­

żliwa. Przepływająca woda niesie z sobą najdrobniejsze cząstki osa­
du, które infiltrują razem z wodą w strefę ograniczającą, co pro­
wadzi w konsekwencji do całkowitego uszczelnienia jej dolnej gra­
nicy oraz powstania ciemnej laminy tworzącej strukturę miseczkowa.
Jednocześnie bezpośrednio poniżej miseczki powstaje warstewka wyraź­

nie jaśniejsza od pozostałego osadu wskutek usunięcia z niej najdrob­

niejszego materiału.

Kanały ucieczkowe (ang. pillar structures) mają postać pionowych,

owalnych kolumn lub są ograniczone płaskimi, mniej lub bardziej rów­
noległymi do siebie płaszczyznami (ryc. 4-91). Przecinają one pierwotną
Iaminację oraz takie struktury wtórne, jak warstwowanie konwolutne
i struktury miseczkowe. Wypełnienie kanału stanowi zhomogenizowa-
ny, pozbawiony cząstek ilastych materiał piaszczysty, wyraźnie jaśniej­
szy od otaczającego go osadu. Zarysy kanału są niekiedy podkreślone
przez ciemno zabarwione laminy podobne do lamin tworzących struktu­
ry miseczkowe.

Rozmiary kanałów wahają się w szerokich granicach, od cienkich

rureczek, których średnica nie przekracza 1 mm do wielkich struktur
diapirowych mierzących ponad metr w przekroju poziomym i osiągają­
cych parometrowe wysokości. Niezależnie jednak od wielkości struktury
te, w przeciwieństwie do żył klastycznych, ograniczone są zawsze do
jednej ławicy.

Kanały ucieczkowe są to drogi skoncentrowanego przepływu gwał­

townie wydobywającej się z osadu wody. Strumień wody powoduje
upłynnienie osadu w obrębie kanału i wypłukuje najdrobniejsze cząstki,
które częściowo wynoszone są razem z wodą w otaczający, nieupłynnio-
ny osad tworząc ciemną laminę ograniczającą strefę kanału (Lowe &
LoPiccolo 1974).

Struktury ucieczkowe mogą powstawać w utworach każdego środo­

wiska sedymentacyjnego, w którym dochodzi do szybkiej sedymentacji
osadu piaszczystego. Szczególnie często występują one w utworach róż­

nego rodzaju spływów grawitacyjnych, były również notowane w osa­
dach deltowych i rzecznych.

Innym przejawem ucieczki wody i częściowego upłynnienia osadu

są miniaturowe wulkany piaszczyste. Przedstawiają się one jako niewiel-

200 STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

Spękania błotne

Spękania błotne powstają wskutek zmniejszania się objętości nasycone­
go wodą osadu. Są one spotykane w iłach, mułach i zailonych, bardzo
drobnoziarnistych piaskach. Przyczyną kurczenia się tego rodzaju osa­
dów w warunkach subaeralnych jest ich wysychanie, natomiast w wa­
runkach podwodnych — zjawiska synerezy.

Szczeliny z wysychania. W początkowych stadiach wysychania osa­

du powstają w nim nieregularne spękania, często rozchodzące się pro­

mieniście z jednego punktu. W późniejszych stadiach szczeliny te łączą

się ze sobą, dzieląc powierzchnię osadu na nieregularne wieloboki. Po­
stępujący proces wysychania powoduje podwijanie się krawędzi wielo-
boków, a w końcu może doprowadzić do ich całkowitego zwinięcia i od­
spojenia od podłoża (ryc. 4-92). Takie zwinięte w rulonik wieloboki no­
szą nazwę zwitków błotnych (Roniewicz 1965). Najbardziej dogodne wa­
runki dla zachowania się zwitków istnieją w przypadku przysypania ich

przez nawiany piasek.

W przypadku, gdy wysychająca warstewka iłu jest bardzo cienka

i spoczywa na niekurczliwym podłożu (np. piasku), często ulega ona je­
dynie pomarszczeniu, przy czym zmarszczki, mające postać drobnych wa­
łeczków, układają się w podobny wzór, jak spękania błotne.

Spękania synerezyjne. Geneza podobnych pod względem kształtu

spękań powstających pod wodą związana jest z procesem synerezy za­
chodzącym w żelach. Proces ten polega na oddzieleniu się fazy płynnej
od fazy stałej z jednoczesnym zmniejszeniem się objętości osadu. Odle­
wy spękań synerezyjnych obserwuje się niekiedy na górnych powierz­
chniach ławic piaskowców utworzonych w warunkach podwodnych. Ma­

ją one postać drobnych, milimetrowej wysokości grzbiecików układają-

kie, kopulaste wzniesienia na górnych powierzchniach ławic piaskowco­
wych. Ich średnica rzadko przekracza 10 mm, a wysokość dochodzi naj­
wyżej do 15 mm. Na szczycie kopuły znajduje się zazwyczaj niewielki
krater, od którego prowadzi w głąb ławicy kanał doprowadzający ma­
teriał.

Pęcherze gazowe powstają w cienkiej warstewce wody wskutek w y ­

dobywania się na powierzchnię gazowych produktów rozkładu materii
organicznej. Ich ślady są bardzo podobne do śladów kropel deszczu.
Mają one postać niewielkich półkulistych zagłębień, na dnie których
znajdują się ujścia kanalików doprowadzających gaz; same kanaliki ule­
gają najczęściej zatarciu. Niekiedy pęcherzyki wędrują pod wpływem
wiatru po powierzchni osadu znacząc swoją drogę liniowo ułożonymi
zagłębieniami tej samej wielkości. Przy bardzo gęstym rozmieszczeniu

zagłębień powstaje poprzecznie prążkowana bruzda przypominająca ślad
pełzania.

SEDYMENTACYJNE STRUKTURY DEFORMACYJNE 201

Rycina 4-92. Spękania i zwitki błotne (fot. R. Gradziński)

cych się w wieloboczny wzór, przypominający szczeliny z wysychania.
Grzbieciki te powstały wskutek wypełnienia spękań synerezyjnych

w nadległym mułowcu przez upłynniony materiał ławicy piaskowca.

Struktury fenestralne

W drobno- i bardzo drobnoziarnistych wapieniach i dolomitach wystę­
pują niekiedy nieregularne, pierwotne pory, które mogą być częściowo
lub całkowicie wypełnione stosunkowo gruboziarnistym kalcytem, anhy­
drytem, ewentualnie osadem wewnętrznym. Określane są one jako
struktury fenestralne (ang. fenestral structure) lub oczkowe (ang. bird-
seye structuie) (ryc. 4-93). Ich średnica wynosi zazwyczaj od 1 do 5 mm

Rycina 4-93.
Struktury oczkowe (fot. K. Fe­
dorowicz), fot. negatywowa,
pow. 4X

202

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

i jest zawsze co najmniej kilkakrotnie większa niż średnica ziarn budu­
jących osad.

Geneza pustych przestrzeni w osadzie jest bardzo różna. Mogą to

być pierwotne próżnie w obrębie maty algowej (Ham 1952), próżnie po­
wstałe wskutek kurczenia się osadu w warunkach subaeralnych lub pod­
wodnych oraz próżnie wytworzone przez uwięzione w osadzie pęcherzy­
ki gazowe (Shinn 1968a, 1983).

Zachowanie się tych struktur w stanie kopalnym jest możliwe tylko

w przypadku cementacji zachodzącej przed pogrzebaniem osadu lub
wczesnego wypełnienia próżni. Luźny muł wapienny łatwo ulega bo­
wiem kompakcji, która szybko prowadzi do całkowitego zatarcia pier­
wotnej porowatości (Shinn 1983).

Struktury fenestralne tworzą się współcześnie w osadach strefy lito-

ralnej, supralitoralnej lub płytko poniżej linii odpływu. N i e zostały
one stwierdzone, jak dotąd, na głębokościach przekraczających 5—6 m.

Toczeńce ilaste

W niektórych osadach gruboziarnistych zawierających otoczaki pocho­

dzenia lokalnego spotyka się kuliste formy zbudowane z materiału pod­
łoża; określa się je jako toczeńce mułowe (ang. mud balls) lub ilaste (ang.
clay balls). Odmianą ich są toczeńce uzbrojone (ang. armored balls), któ­
rych powierzchnia pokryta jest żwirem lub ziarnami piasku. Jądro toczeń-

ców niekiedy wykazuje ślady deformacji wywołanych ugniataniem pla­
stycznego materiału podczas toczenia po dnie (Bałuk & Radwański 1962).

Toczeńce ilaste są pospolite w osadach rzecznych. Występują jednak
także w osadach równi pływowych i rzadziej w innych środowiskach se­
dymentacyjnych.

S T R U K T U R Y B I O G E N I C Z N E

Ślady i hieroglify organiczne

Siady działalności organizmów pozostawione na miękkim podłożu
i utrwalone w skale w postaci hieroglifów i innych struktur organicz­

nych stanowią cenny wskaźnik facji i charakteru środowiska sedymen­

tacyjnego. Szczególnie pomocne w badaniach sedymentologicznych są

ślady pozostawione przez morskie zwierzęta bezkręgowe i one będą
głównie przedmiotem rozważań. W osadach lądowych znaczenie śladów
organicznych jest bez porównania mniejsze.

Ślady pozostawione przez organizmy mają określone, powtarzalne

kształty, rozmiary, niekiedy charakterystyczną ornamentację, co pozwa­

la traktować je jako swego rodzaju „skamieniałości śladowe" i grupować

w „gatunki" i wyższe jednostki taksonomiczne według zasad, jakie sto-

STRUKTURY BK3GENICZNE

suje się w paleontologii. Gałąź wiedzy zajmująca się badaniem skamie­
niałości śladowych nosi nazwę ichnologii.

Między skamieniałościami śladowymi a skamieniałościami będący­

mi resztkami samych organizmów istnieją jednak zasadnicze różnice:

— kopalne ślady działalności życiowej organizmów są znacznie łat­

wiejsze do studiowania i lepiej poznane niż ślady organizmów współ­

czesnych;

— kształty śladów zwierząt bezkręgowych są bardziej uzależnione

od sposobu życia zwierzęcia niż jego budowy anatomicznej; w związku
z tym bardzo podobne ślady mogą być pozostawione przez organizmy
należące do zupełnie różnych jednostek taksonomicznych i odwrotnie,

jeden organizm w czasie wykonywania różnych czynności życiowych

może wytwarzać odmienne ślady, stanowiące odrębne „gatunki" ichno-

logiczne; identyfikacja kopalnego śladu z określonym gatunkiem zwie­
rzęcia jest więc często niemożliwa;

— występowanie skamieniałości śladowych uzależnione jest nie tyl­

ko od korzystnych dla rozwoju bentosu warunków ekologicznych, ale

również, i to w stopniu znacznie większym niż w przypadku skamienia-
łości samych organizmów, od charakteru sedymentacji, która wywiera
decydujący wpływ na warunki fosylizacji tych delikatnych form;

— wszelkiego rodzaju skamieniałości śladowe, poza wyjątkowymi

przypadkami, są formami sensu stricto autochtonicznymi.

Ślad kopalny może być zachowany w postaci pozytywu lub negaty­

wu formy pierwotnej. W pierwszym przypadku oddaje on wiernie cechy

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

morfologiczne pierwowzoru, w drugim elementy wypukłe oryginału

przedstawiają się jako zagłębienia i na odwrót. Różne sposoby fosyliza-
cji śladów są przedstawione na rycinie 4-94.

Ze względu na czas powstawania ślady dzielą się na postdepozycyj-

ne — powstałe po utworzeniu się ławicy, na której lub wewnątrz której;
występują, oraz predepozycyjne — wcześniejsze niż ławica.

Do postdepozycyjnych należą ślady, które (Książkiewicz 1970):

— występują wewnątrz ławic;
— nie są „zrośnięte" ze skałą i dają się od niej stosunkowo łatwo-

oddzielić; są to najczęściej wałeczkowate formy znajdujące się w obrębie

ławicy lub przywarte do jednej z jej powierzchni;

— przecinają lub deformują hieroglify prądowe i inne struktury de-

pozycyjne;

— występują jedynie na bardzo cienkich ławicach; cecha ta jednak

nie jest absolutnie pewnym kryterium.

Siady predepozycyjne odznaczają się następującymi cechami:
— są przecięte lub w inny sposób uszkodzone przez hieroglify prą­

dowe;

— są wypełnione przez osad warstwowany przekątnie;
— występowanie określonego śladu jest ograniczone do powierzch­

ni spągowych bardzo grubych ławic piaskowców.

Zwierzęta bentoniczne żyją bądź na powierzchni (epifauna), bądź

wewnątrz osadu (infauna). N i e zawsze jednak rozpoznanie śladów nale­
żących do epifauny i infauny jest możliwe. Podobne trudności występują
również przy rozróżnieniu śladów pre- i postdepozycyjnych. Dlatego też
Martinsson (1970) zaproponował podział toponomiczny, uwzględniający
pozycję kopalnej formy w obrębie warstwy w powiązaniu z rodzajem
materiału wypełniającego ślad (ryc. 4-95). Podział ten wyróżnia Cztery
kategorie śladów:

epichnia — ślady występujące na górnej powierzchni warstwy.
endichnia — ślady występujące wewnątrz warstwy i wypełnione ma­

teriałem pochodzącym z tej samej warstwy.

hypichnia — ślady występujące na dolnej powierzchni warstwy.
eksichnia — ślady występujące poza warstwą, której materiał sta­

nowi ich wypełnienie.

STRUKTURY BIOGENICZNE 205

Ze względu na rodzaj zarejestrowanej w osadzie czynności życiowej

zwierzęcia wyróżnia się następujące grupy śladów (Seilacher 1953, Scott
1975):

Domichnia (jamki mieszkalne) — stanowią one stałe schroniska zwie­

rząt i mają najczęściej postać prostych, pionowych kanalików w kształ­

cie litery U.

Fodinichnia (jamki żerowiskowe) — ślady poszukiwań pokarmu

przez organizm, służące mu jednocześnie jako schroniska; tworzą one
skomplikowane systemy nieprzecinających się ze sobą tuneli.

Pascichnia (ślady żerowania) — są wytwarzane przez zwierzęta, któ­

re w poszukiwaniu pokarmu penetrują systematycznie osad według okre­
ślonego planu; tworzą one mniej lub bardziej regularne geometryczne
wzory (pokrywające gęsto powierzchnię żerowania) i podobnie jak po­

przednie nie przecinają się nawzajem.

Cubichnia (ślady spoczynku) — formy pozostawiane przez organizmy

okresowo tylko spoczywające na dnie, stanowią one izolowane zagłę­

bienia, których zarysy odpowiadają z grubsza kształtowi zwierzęcia.

Fugichnia (ślady ucieczki) — pozostawiane są przez zwierzęta^ któ­

re usiłowały wydostać się spod zbyt grubej dla nich warstwy osadu,

bądź zagrzebywały się głębiej, chroniąc się przed uniesieniem przez prąd
lub innym niebezpieczeństwem; zazwyczaj mają one kształt pionowych
lub skośnych, cylindrycznych kanałów nie wiążących się z wewnątrzła-
wicowymi śladami poziomymi.

Repichnia (ślady pełzania) — powstałe podczas przemieszczania się

zwierzęcia; przebiegają bez określonego planu i często przecinają się ze
sobą.

Sposób zachowania się morskich zwierząt bezkręgowych, a tym sa­

mym i rodzaj pozostawianych przez nie śladów, zależy w dużej mierze

od dynamiki wód. Środowiska o stosunkowo wysokiej energii stwarzają
dogodne warunki życiowe dla organizmów pobierających pokarm przy­

noszony przez wodę. Chroniąc się przed zniszczeniem przez prądy i fa­
lowanie żyją one w tunelach i jamkach mających ujście na powierzchnię.

Przeważającym typem śladów w tej strefie są domichnia i cubichnia.
Organizmy mułożerne ze względu na przewagę osadu piaszczystego nie
znajdują tutaj odpowiednich dla siebie warunków, a ślady pozostawione

na powierzchni dna łatwo ulegają zniszczeniu.

W wodach nieco spokojniejszych obok domichnia i cubichnia po­

jawiają się ślady zwierząt żerujących w mule — fodinichnia.

W środowiskach o niskiej energii ochrona organizmu przed fizycz­

nym zniszczeniem staje się problemem drugorzędnym, na pierwsze miej­

sce wysuwa się natomiast poszukiwanie pokarmu. Domichnia i cubich­
nia zanikają, a na ich miejsce pojawiają się skomplikowane formy fodi­
nichnia i pascichnia wytwarzane przez organizmy mułożerne.

Seilacher (1958, 1964) wyróżnia sześć zespołów śladów, które wiąże

z określonymi strefami głębokościowymi morza (ryc. 4-96).

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

— zespół Scoyenia — lądowy;
— zespół Scolithos — charakterystyczny dla płytkiej strefy litoral-

nej (głównie domichnia);

— zespół Glossofungites — charakterystyczny dla głębszej części

strefy litoralnej (głównie domichnia i cubichnia);

— zespół Cruziana — występujący między linią odpływu a podsta­

wą falowania (głównie cubichnia);

— zespół Zoophycos — występujący poniżej podstawy falowania

(przeważają fodinichnia); '

— zespół Nereites — występujący na dużych głębokościach (prze­

ważają pascichnia).

Podane zasięgi występowania zespołów mają jedynie wartość orien­

tacyjną, gdyż energia środowiska morskiego nie zawsze jest funkcją

głębokości wody. W płytkim ale spokojnym zbiorniku (zamknięte, za­

toki, laguny, itp.) mogą występować zespoły, które w innych przypad­
kach zasiedlają w o d y głębokie.

Hieroglify organiczne są dobrymi wskaźnikami również i innych ele­

mentów środowiska. Ich obecność jest m.in. przekonywującym d o w o -

STRUKTURY BIOGENICZNE

dem dobrego natlenienia wód dennych, nawet w przypadku, gdy ciemny
kolor osadu i inne cechy zdają się wskazywać na warunki euksy-

niczne.

Masowe występowanie skamieniałości śladowych świadczy o nis­

kiej energii środowiska i powolnej sedymentacji. Penetracja podłoża
przez organizmy powoduje deformację pierwotnego warstwowania

(struktury bioturbacyjne), a nawet może prowadzić do jego całkowitego

zatarcia i homogenizacji osadu. Stopień przerobienia i ilość śladów za­

leżą przy tym nie tylko od ilości organizmów, co od czasu, w jakim one

działały. Szybka depozycja grubej warstwy osadu (powyżej 30 cm) kła­
dzie zazwyczaj kres tej działalności (Howard 1975).

Osady, których tempo akumulacji było wysokie, są na ogół pozba­

wione śladów organicznych lub zawierają ich bardzo mało. Występu­
jące w takich utworach poziomy wzbogacone w skamieniałości śladowe

i koprolity dowodzą okresowych zmian w dostawie materiału lub przerw
w sedymentacji. Przerwy, którym towarzyszyła erozja, zaznaczają się
ścięciem pionowym śladów wytworzonych przez infaunę.

Skałotocze

Wydrążenia pozostawione przez skałotocze tworzą odrębną grupę wśród
skamieniałości śladowych. Są one w znacznie większym stopniu niż śla­
dy pozostawiane w osadach miękkich uzależnione od budowy anato­
micznej organizmu, a ponadto zawierają często szczątki drążących je
zwierząt. Umożliwia to rodzajowe, a nawet gatunkowe oznaczenie wielu
skałotoczy na podstawie pozostawionych śladów.

Gatunki mające zdolność drążenia twardego podłoża spotykane są

w bardzo różnych grupach systematycznych świata zwierzęcego i ro­
ślinnego. Przedstawicieli wśród skałotoczy mają między innymi: glony,
grzyby, robaki (wirki), pierścienice (wieloszczety, sikwiaki), czułkowce

(Phoronoidea), mszywioły, mięczaki (małże, ślimaki), szkarłupnie (jeżow­
ce), skorupiaki (wąsonogi). Są to w większości gatunki morskie. Nie­
liczne organizmy słodkowodne nie mają znaczenia geologicznego i nie

będą bliżej omawiane.

Skałotocze drążą różnej wielkości i kształtu zagłębienia, tunele, ka­

nały chroniąc się przed zniszczeniem oraz w poszukiwaniu pożywienia

(ryc. 4-97). Z sedymentologicznego punktu widzenia największe znacze­
nie mają gatunki drążące podłoże wapienne. Podłożem tym mogą być
zarówno skały wapienne, jak i szkielety zewnętrzne innych organiz­
mów. Szkielety mogą być zasiedlane przez skałotocze za życia, bądź po
śmierci właściciela.

Tworzenie wydrążeń odbywa się na drodze mechanicznej lub che­

micznej. Skorupy organizmów drążących mechanicznie są zwykle grube

i zaopatrzone w rozmaitego rodzaju wyrostki ułatwiające ścieranie pod­
łoża. Niektóre gatunki posługują się w tym celu okruchami skalnymi,

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

które obracane w czasie ruchu zwierzęcia odgrywają rolę śrutu w mły­
nie kulowym. Atakowana skała może być znacznie twardsza od skorupy
organizmu, jak np. w przypadku zagłębień wytwarzanych przez jeżowce
w granitach czy bazaltach.

Skałotocze nie mające szkieletu zewnętrznego rozpuszczają podłoże

za pomocą wydzielanych przez siebie kwasów. Zdolność tę mają również
niektóre organizmy skorupowe.

Zespół wydrążeń pozostawionych w określonym miejscu przez ska­

łotocze (litofocenoza, Radwański 1964) dostarcza wielu cennych i, różno­
rodnych informacji dotyczących m.in.:

— głębokości środowiska;
— ruchliwości wód;
— sposobu życia gospodarza w przypadku skałotoczy osiedlających

się na żywych organizmach;

— warunków, w jakich nastąpiła zagłada biocenozy skałotoczo-

wej;

— charakteru podłoża w okresie jego zasiedlania przez skało­

tocze.

Warunkiem pełnego i poprawnego wykorzystania tych informacji

jest jednak w większości przypadków dokładne oznaczenie występują­
cych w litofocenozie gatunków.

STRUKTURY BIOGENICZNE 209

Bogate osobnikowo i zróżnicowane gatunkowo zespoły skałotoczy

związane są na ogół ze stosunkowo płytkimi wodami, o głębokości nie
przekraczającej zazwyczaj 50 m. Rozmieszczenie batymetryczne niektó­
rych, najczęściej spotykanych grup przedstawia się następująco (Evans

1970; Boekschoten 1966, Bromley 1970):

Glony (sinice i zielenice) — występują obficie w strefie litoralnej i na głębokoś­

ciach nie przekraczających 20—25 m. W niektórych dobrze naświetlonych basenach
mogą schodzić do 50—80 m.

Gąbki — masowe występowanie najpospolitszego rodzaju Cliona obejmuje strefę

od linii odpływu do głębokości ok. 70 m. Ż y w e osobniki z rodzaju Cliona były jednak

znajdowane do głębokości ponad 1400 m.

Wieloszczety — często spotykany rodzaj Polydora ograniczony jest do w ó d płyt­

kich, których głębokość nie przekracza 50 m.

Małże — masowe skupiska drążących małży występują do głębokości około 50 m,

niektóre gatunki sięgają jednak do 70—95 m.

Znaczna część skałotoczy związana jest z ruchliwym środowiskiem

(większość małży, wieloszczety, wąsonogi, gąbki). Niektóre z nich żyją
jednak w stosunkowo spokojnych wodach, np. rodzaj Gastrochaena i fo-
lady wśród małży (Radwański 1970). Podobnie zróżnicowane wymagania
mają skałotocze jeżeli chodzi o czystość wód. Wieloszczety i niektóre
folady mogą być w wodach mętnych, inne np. gąbki, wymagają czyste­

go środowiska.

Skałotocze zasiedlające skorupy dostarczają niekiedy informacji

0 sposobie życia swoich gospodarzy. Na przykład gąbki atakują jedynie

odsłonięte części skorup. Stałe występowanie ich śladów w określonych
miejscach na skorupie danego gatunku pozwala więc ustalić, jaka jej
część wystawała ponad osad za życia zwierzęcia. Podobnie obecność
muszli nieuszkodzonych przez gąbki wśród innych noszących ślady ich
działalności, umożliwia rozróżnienie gatunków żyjących na powierzchni
i wewnątrz osadu.

Obecność w profilu geologicznym warstw zawierających wydrąże­

nia po skałotoczach dowodzi istnienia przynajmniej krótkotrwałych
przerw w sedymentacji, w czasie których organizmy te mogły zasiedlić
podłoże. Ponadto musiało już ono być w pewnym stopniu utwardzone.
Nie oznacza to jednak, że każdy poziom ze skałotoczami stanowi dowód
na istnienie luki w sensie stratygraficznym. Ich występowanie może być
związane z bardzo szybką lityfikacją mułów węglanowych w miejscach,

które okresowo nie otrzymują nowego osadu (Shinn 1969).

Sposób zachowania wydrążeń pozwala niekiedy określić sposób,

w jaki nastąpiła zagłada biocenozy skałotoczowej. Kompletnie zachowa­
ne ślady, zawierające nieuszkodzone skorupy skałotoczy świadczą o sto­
sunkowo szybkim zasypaniu ich przez osad. Natomiast obecność ścię­
tych wydrążeń, z których pozostały jedynie ich najgłębsze partie, stano­
wi wskazówkę, że przyczyną zniszczenia organizmów była erozja.

Skałotocze odgrywają znaczną rolę jako dostarczyciele materiału

14 Z a r y s sedymentologii

STRUKTURY SEDYMENTACYJNE

wapiennego do osadów. Zasiedlane przez nie skały łatwo są kruszone
przez falowanie, a ponadto podczas drążenia otworów produkują one spo­
re ilości pyłu skalnego.

Przykłady wykorzystania śladów po skałotoczach w badaniach sedy-

mentologicznych znajdzie czytelnik w cytowanych pracach. W literatu­
rze polskiej szersze informacje o skałotoczach zawarte są w opracowa­
niach Radwańskiego (1964,1970) i Roniewiczą (1966,1969),