5
OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
Spływy grawitacyjne są to prądy cieczy nienewtonowskich, których lep�
kość maleje ze wzrostem prędkości (str. 38). Najogólniej rzecz biorąc
różnica między prądem cieczy newtonowskiej, jaką jest woda, a pod�
wodnym spływem grawitacyjnym polega na tym, że w pierwszym przy�
padku woda wprawia w ruch transportowany przez nią materiał, w dru-
14'
212 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
gim zaś jest ona napędzana przez zawartą w niej zawiesinę, która pod
wpływem siły ciężkości przemieszcza się po pochyłym stoku. W zależ�
ności od mechanizmu utrzymującego ziarna w zawieszeniu można wyróż�
nić następujące rodzaje spływów grawitacyjnych (Middleton & Hampton
1976): spływ kohezyjny, kolizyjny, upłynnionego materiału i prąd zawie�
sinowy (ryc. 5-1).
Pomiędzy wymienionymi typami istnieją jednak liczne stadia po�
średnie, a ponadto w jednym spływie może występować kilka mecha�
nizmów utrzymujących osad w zawieszeniu, których rola zmienia się
w czasie i przestrzeni. W związku z tym przedstawiony podział ma zna�
czenie jedynie porządkowe, W przyrodzie bowiem spotykamy często
utwory o znacznie bardziej skomplikowanej genezie niż te, które zostaną
omówione poniżej.
Gruboklastyczne osady spływów grawitacyjnych określa się często
bez bliższego wnikania w ich genezę, mianem zlepieńców redeponowa-
nych.
OSADY SPA
YWÓW KOHEZYJNYCH
Spływy grawitacyjne dogodnie jest rozpatrywać jako mieszaniny dwu�
fazowe. Składają się one z zawiesiny najdrobniejszych frakcji, tzw. fazy
rozpraszającej, która odgrywa rolę nośnika i materiału gruboziarnistego,
tzw. fazy rozproszonej. W przypadku spływów kohezyjnych (ang. debris
flow) ziarna fazy rozproszonej (żwiru, piasku) są podtrzymywane przez
kohezję  spoistość fazy rozpraszającej, którą stanowi nasycony wodą
muł. Wytrzymałość na ścinanie fazy rozpraszającej jest bardzo niska.
Stąd spływy kohezyjne płyną niemal bez tarcia wewnętrznego na nachy�
lonych zboczach (Rodine & Johnson 1976).
Podwodne spływy kohezyjne mogą powstawać już przy bardzo nie�
wielkim nachyleniu stoku, wynoszącym 1 2�. Ich ruch trwa tak długo,
jak długo składowa ścinająca siły ciężkości przewyższa siły oporu wy�
wołane lepkością gęstej masy spływu. Z chwilą, gdy te dwie siły zostaną
zrównoważone, następuje nagłe  zamrożenie" spływu i cały niesiony ma�
teriał zostaje nagle osadzony.
Niekiedy zamrożeniu ulega tylko pewna część spływu. Tworzy się
wówczas sztywny  wkład" (ang. rigid plug), który jest biernie transpor�
towany przez pozostałą, płynną jeszcze masę osadu (Hampton 1972).
Jedną z charakterystycznych cech osądów spływów kohezyjnych
jest bimodalność ich składu granulometrycznego, w którym obok frakcji
grubo- lub nawet bardzo gruboklastycznej, występuje materiał piaszczy-
sto-mułowy.
Piaszczysty muł spełnia rolę masy podstawowej, w której tkwią
 zawieszone" otoczaki i okruchy skalne, tworzące tzw. rozproszony szkie�
let ziarnowy. Ilościowy stosunek tych frakcji waha się w szerokich gra-
OSADY SPA
YWÓW KOHEZYJNYCH
nicach od mułowców zawierających niewielką ilość materiału grubokla-
stycznego do zlepieńców, w których mułowa masa podstawowa odgrywa
podrzędną rolę. Utwory te są zazwyczaj masywne, bez wewnętrznych
struktur depozycyjnych (ryc. 5-10). Tworzą one ciała warstwowe ostro
odgraniczone od otaczającego je osadu. Dolne powierzchnie ławic mają
niekiedy charakter erozyjny, najczęściej jednak nie wykazują śladów
erozji poza rzadkimi hieroglifami wleczeniowymi. Powierzchnie stropo�
we bywają  uzbrojone" wystającymi z ławicy blokami i większymi okru�
chami. W osadach podścielających może występować uławicenie zabu�
rzone, powstałe wskutek gwałtownego obciążenia podłoża masą spływu.
Najbardziej typowym osadem spływów kohezyjnych są żwirowce
ilaste. Prawdopodobnie podobną genezę ma również część utworów okre�
ślanych jako olistostromy.
Żwirowce ilaste (ang. pebbly mudstone, diamictite) są na ogół boga�
te w mułowcową masę podstawową. Różnorodny i w różnym stopniu
obtoczony materiał gruboklastyczny składa się głównie z najbardziej od�
pornych skał pochodzących spoza basenu sedymentacyjnego. Występują
w nim również zdeformowane lub ostrokrawędziste fragmenty ławic wy-
erodowane z osadów wypełniających basen. Powierzchnie zdeformowa�
nych ławic bywają  uzbrojone" otoczakami.
Utwory te oznaczają się bardzo niskim wysortowaniem, oraz dodat�
nią skośnością rozkładu uziarnienia. Wielkość klastów materiału grubo�
ziarnistego waha się od ułamka centymetra do kilku metrów. Jego udział
w całości skały wynosi od kilku do kilkudziesięciu procent. Długie osie
otoczaków są niekiedy ułożone równolegle do kierunku transportu
(Unrug 1963), obserwuje się również dachówkowe ułożenie otoczaków
(Lindsay 1966). Gradacja ziarna, jeśli występuje, jest niezupełna i zazna�
cza się przede wszystkim we frakcji żwirowej, której udział oraz maksy�
malna średnica ziaren maleją stopniowo ku stropowi warstwy (Unrug
1963).
Przytoczone cechy pozwalają przypuszczać, że materiał żwirowców
ilastych był transportowany przez spływy kohezyjne, w których frakcja
gruboziarnista utrzymywana była w zawieszeniu przez wyporność za�
wiesiny mułowej. W takich spływach otoczaki mogły do pewnego stop�
nia uzyskiwać orientację zgodną z kierunkiem ruchu, natomiast znaczna
gęstość ośrodka uniemożliwiała gradację ziaren frakcji drobniejszych.
Spotykana niekiedy w żwirowcach gradacja frakcji najgrubszych wska�
zuje, że formujące je spływy mogły mieć częściowo charakter turbulent-
ny-
Genezę żwirowców ilastych można przedstawić następująco. Mate�
riał żwirowy i ilasto-mułowcowy był pierwotnie składany na obrzeże-
niach basenu. Oba typy osadu zazębiały się lub przeławicowały ze sobą.
Załamanie się równowagi na zboczu wskutek tiksotropowego upłynnie�
nia koloidów zawartych w iłach zapoczątkowywało ruchy masowe w po-
214 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
staci osuwisk i spływów kohezyjnych. Te żwirowo-mułowcowe potoki
miały prawdopodobnie dość znaczną prędkość i w początkowych sta-
diach mogły erodować podłoże oraz inicjować nowe osuwiska, których
materiał był następnie włączany do spływu.
W olistostromach (ryc. 5-2) przeważa na ogół materiał gruboklastycz-
ny (faza rozproszona). Składa się on głównie z bloków i mniejszych okru�
chów skał osadowych, rzadziej krystalicznych, występujących w podło�
żu basenu i na jego obrzeżeniu. Brak jest w nim redeponowanych frag�
mentów osadów wypełniających basen. Bloki i okruchy, zarówno skał
twardych, jak i mało odpornych, tkwią chaotycznie rozmieszczone w iło-
wo-mułowcowej lub marglistej masie podstawowej (faza rozpraszająca).
Zazwyczaj są one ostrokrawędziste lub mają co najwyżej zaokrąglone
krawędzie. W niektórych olistostromach materiał gruboklastyczny jest
lepiej obtoczony i spotyka się w nich bloki ze śladami skałotoczy, co
świadczy, że przebywały one przez pewien czas w strefie litoralnej, za�
nim zostały przemieszczone w głąb basenu. Bloki, których średnica prze�
kracza umowną granicę 4 m, przyjęło się określać mianem olistolitów.
Duże olistolity są to często oderwane pakiety ławic pozostających
w swoim pierwotnym układzie.
Rycina 5-2.
Schematyczny profil osadów olistostrom
zazębiających się z osadami prądów za�
wiesinowych
Materiał mułowcowo-marglisty tworzący masę podstawową olisto-
stromy pochodzi z roztarcia miękkich utworów, które towarzyszyły
w obszarze z
ródłowym skałom reprezentowanym we frakcjach "grubo�
ziarnistych, albo są to muły redeponowane w obrębie basenu. W pierw�
szym przypadku zawarta w masie podstawowej mikrofauna jest starsza,
w drugim równowiekowa faunie występującej w osadach otaczających
olistostromę,
Olistostromy stanowią warstwowe nagromadzenia osadu stanowiące
wkładki lub przeławicenia wśród innych utworów wypełniających basen
sedymentacyjny. Grubość ciał olistostromowych jest bardzo różna i może
dochodzić do 200 300 m. Ich dolne granice są ostre. W osadzie pod�
ścielającym zwraca uwagę brak oznak erozji, natomiast dość powszech�
nie występują sedymentacyjne struktury deformacyjne. Górne granice
są zazwyczaj mniej wyraz
ne, czasami obserwuje się stopniowe przejście
w osad nadległy. W obrębie ciał olistostromowych brak jest jakichkol�
wiek struktur depozycyjnych, w tym również warstwowania.
OSADY SPA
YWÓW KOLIZYJNYCH
Olistostromy występują najczęściej w utworach fliszowych. Szcze�
gólnie pospolite są we fliszu Apenin, gdzie zostały też najlepiej poznane
(Abbate et al. 1970). Stamtąd też pochodzą szacunkowe obliczenia pręd�
kości posuwania się spływów olistostromowych, które wahają się od 0,3
do 5 km na milion lat. Niektóre olistostromy docierały na odległość co
najmniej 50 km od obszaru z
ródłowego.
Pod wieloma względami są one podobne do żwirowców ilastych, co często utrud�
nia rozróżnienie tych dwu utworów. Najważniejsze różnice między nimi są następujące
(Gorler & Reutter 1968):
 w olistostromach materiał okruchowy jest  niedojrzały", natomiast w żwirow�
cach ilastych składa się głównie z kwarcu oraz z najbardziej odpornych skał, głównie
magmowych i metamorficznych;
 okruchy skalne w olistostromach są zazwyczaj ostrokrawędziste, w żwirowcach
ilastych materiał gruboklastyczny jest lepiej obtoczony;
 żwirowce ilaste nie osiągają nigdy tak znacznych miąższości, jak olistostromy;
 żwirowce ilaste zawierają więcej materiału mułowego niż większość olisto-
stromu;
 żwirowce ilaste występują w warstwach, których spągowe powierzchnie często
mają charakter erozyjny, w spągu olistostrom nie obserwuje się oznak erozji podłoża.
OSADY SPA
YWÓW KOLIZYJNYCH
W tym typie spływu mechanizmem podtrzymującym ziarna w zawiesze�
niu jest ciśnienie dyspersyjne, będące rezultatem zderzeń  kolizji zia�
ren. Spływy kolizyjne (ang. grain flow) rzadko jednak występują w swej
 czystej" postaci. Zazwyczaj ciśnienie dyspersyjne jest wspomagane
przez turbulencję i ciśnienie wody porowej (lub jeden z tych czynników).
Minimalny kąt nachylenia stoku, konieczny dla utrzymania tego rodza�
ju spływu, wynosi około 30�, stąd też w warunkach podmorskich osady
spływów kolizyjnych nie są zbyt częste.
Spływom kolizyjnym ulegają osady piaszczysto-żwirowe, pozbawio�
ne lub zawierające bardzo mało materiału ilastego, które lawinowo spły�
wają w dół stoku. Zazwyczaj tworzą one grube ławice ograniczone os�
trymi, płaskimi powierzchniami. Na dolnych powierzchniach mogą wy�
stępować hieroglify pierzaste, wleczeniowe i pogrązy. A
awice są na ogół
pozbawione wewnętrznych struktur depozycyjnych, takich jak warstwo�
wania przekątne, riplemarki itp. Niekiedy zaznacza się w nich niewy�
raz
na laminacja równoległa i struktury miseczkowe. Dość częstą cechą
tych osadów jest odwrócone uziarnienie frakcjonalne, występujące prze�
de wszystkim w dolnych częściach ławic (ryc. 5-1B). Mechanizm jego
powstawania nie jest w pełni wyjaśniony. Bagnold (1966) przypuszcza,
że w warunkach ciśnienia dyspersyjnego większe ziarna mają tendencję
do wędrówki ku górze, gdzie następuje ich koncentracja. Według
Middletona (1970) odwrócone uziarnienie frakcjonalne powstaje w spły�
wie kolizyjnym na skutek opadania drobnych ziarn między ziarnami
216 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
większymi, które tym samym są wypychane ku górze. Częstym zjawi�
skiem w utworach spływów kolizyjnych jest obecność dużych klastów
mułowcowych, które mogą znajdować się w dowolnym miejscu ławicy.
Niekiedy ich nagromadzenia tworzą rodzaj zlepieńców śródformacyj-
nych. Otoczaki frakcji żwirowej bywają czasem zorientowane długimi
osiami równolegle do kierunku transportu i wykazują doprądowe ułoże�
nie dachówkowe.
Zupełnie pewna identyfikacja spływów kolizyjnych nie jest jednak
możliwa. Wszystkie wymienione cechy osadów mogą bowiem powsta�
wać również i w innych procesach transportu materiału.
OSADY SPA
YWÓW UPA
YNNIONEGO MATERIAA
U
Najłatwiej ulegają upłynnieniu (por. str. 187) dobrze wysortowane piaski
i pyły. Osady o grubszym ziarnie są bowiem zbyt przepuszczalne, na�
tomiast w iłach proces ten utrudniają siły kohezyjne wiążące ze sobą
cząstki osadu. Minimalny kąt nachylenia stoku konieczny dla urucho�
mienia i utrzymania spływu upłynnionego materiału (ang. fluidized
sediment flow) wynosi, w zależności od stopnia wysortowania materiału,
wielkości ziaren, zawartości iłu itp., od 2 do 30�.
Mechanizmami podtrzymującymi ziarna w zawieszeniu w przemiesz�
czanej masie jest ciśnienie dyspersyjne wody porowej i turbulencja.
Depozycja w tego rodzaju spływach zachodzi wskutek utraty wody po�
rowej, która stopniowo jest wyciskana z dolnych do coraz wyższych
partii spływu. Wraz z jej ubytkiem zanika ciśnienie dyspersyjne i ruch
materiału ustaje (Middleton & Hampton 1976).
Do najczęściej spotykanych cech strukturalnych osadów spływów
upłynnionego osadu należą (ryc. 5-1D):
 struktury ucieczkowe;
 ostre górne i dolne powierzchnie warstw;
 obecność uławicenia konwolutnego związanego z ucieczką wody;
 słabo zaznaczona gradacja ziarna najgrubszych frakcji;
 brak uziarnienia frakcjonalnego.
OSADY PR
DÓW ZAWIESINOWYCH
Prądy zawiesinowe zajmują miejsce pośrednie między prądami gęstościo-
wymi (str. 78) a grawitacyjnymi spływami osadu. Głównym mechaniz�
mem utrzymującym osad w zawieszeniu jest turbulencja płynu. Osad pod�
niesiony z dna przez impuls początkowy (np. osuwisko, wstrząs sejsmicz�
ny itp.) tworzy gęstą zawiesinę, która spływa w dół stoku pod działa�
niem siły ciężkości. Ruch zawiesiny powoduje powstanie turbulencji,
a ta z kolei zapobiega opadaniu cząstek, dzięki czemu spływ może
L
OSADY PR
DÓW ZAWIESINOWYCH 217
trwać nadal. W ten sposób zamyka się pętla sprzężeń zwrotnych: zawie�
sina ruch turbulencja zawiesina i prąd płynie aż do całkowitej utra�
ty, wskutek oporów tarcia, uzyskanej na stoku energii potencjalnej. Me�
chanizm ten nosi nazwę autosuspensji (Bagnold 1962).
Sposób uziarnienia i struktury sedymentacyjne osadów prądów za�
wiesinowych zależą przede wszystkim od dwu czynników: gęstości prą�
du i intensywności jego hamowania, podczas którego następuje odkłada�
nie materiału.
Prądy gęste (gęstość ok. 1,5 2) osiągają dużą prędkość, dochodzą�
cą do kilkunastu a nawet kilkudziesięciu km/h. W przypadku, gdy utrata
szybkości następuje powoli, tworzą one ławice zawierające kompletne,
pięcioczłonowe sekwencje struktur warstwowania. Kolejność struktur
w sekwencji została ustalona przez Boumę (1962), od spągu do stropu ła�
wicy są to (ryc. 5-1A): uziarnienie frakcjonalne Ta, dolna laminacja po- '
zioma Tb, laminacja przekątna lub warstwowanie konwolutne Tc, górna
laminacja pozioma Td i bezstrukturowy mułowiec Te. Sekwencję taką
oznacza się symbolem Tabcde. Jednocześnie w całej miąższości ławicy
obserwuje się stopniowe zmniejszanie się przeciętnej średnicy ziarna.
Niekiedy w najwyższej części członu Te występuje cienka warstewka
mułowca lub iłowca pelagicznego, powstała w okresie pomiędzy dwoma
kolejnymi prądami zawiesinowymi.
Takie następstwo struktur zaznacza się zarówno w profilu piono�
wym ławicy (spowodowane zmianami prędkości prądu w czasie), jak
i w poziomie (wywołane utratą prędkości wraz z rosnącą długością drogi
przebytej przez prąd). Jest ono spowodowane zmianami warunków hy�
drodynamicznych w prądzie. Z chwilą rozpoczęcia hamowania następu-
B
je intensywne odkładanie materiału z czoła prądu. Powstaje wtedy osad
uziarniony frakcjonalnie Ta, następnie przy jeszcze stosunkowo dużej
prędkości przepływu, w warunkach prądu rwącego  dolna laminacja
pozioma i związana z nią prądowa lineacja ziaren Tb. Po osiągnięciu ,
przez prąd stanu przepływu spokojnego tworzy się laminacja przekątna
typu riplemarkowego Tc. Mechanizm powstawania górnej laminacji po�
ziomej Td nie jest jasny. Przypisywana jest ona opadaniu ziaren poprzez
przydenną warstwę laminarną w prądzie, gromadzeniu się ziarn płatami
na powierzchni dna lub ich opadaniu z nierównomiernie rozcieńczonych
 kłębów" zawiesiny.
A
awice zawierające pełne, pięcioczłonowe sekwencje są jednak sto�
sunkowo rzadkie. Znacznie częściej występują różne typy sekwencji nie�
kompletnych, które są pozbawione członów górnych lub dolnych, bądz

niektórych członów środkowych. Typ sekwencji zależy od gęstości po�
czątkowej prądu, osiągniętej prędkości, przyspieszeń ujemnych oraz od�
ległości miejsca depozycji od obszaru z
ródłowego.
W przypadku, gdy hamowanie prądu początkowo jest słabe, a następnie siła jego
wzrasta, tworzy się tzw. uziarnienie frakcjonalne opóz
nione lub pensymetryczne. Rozpo-
218 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
czyna je laminowany poziomo osad o na ogół drobniejszym ziarnie, który powstał w wa�
runkach prądu rwącego i dopiero nad nim pojawia się warstwa uziarniona frakcjonalnie,
utworzona po osiągnięciu przez przyspieszenie ujemne odpowiednio wysokiej wartości,
oraz pozostałe człony Sekwencji.
Depozycja materiału z prądów, które uzyskały duże przyspieszenia
ujemne, jest bardzo szybka i nie starcza czasu na powstanie form dna.
Tworzy się wówczas osad pozbawiony struktur depozycyjnych. Uziarnie�
nie w dolnej części ławicy jest zazwyczaj nieuporządkowane, rzadziej
zaznacza się w niej słabo rozwinięta laminacja pozioma. W wyższej czę�
ści ławicy może pojawić się uziarnienie frakcjonalne.
Uziarnienie frakcjonalne występujące w osadach bardzo gęstych prą�
dów zawiesinowych obejmuje jedynie frakcje najgrubsze i wyraża się
zmniejszeniem przeciętnych średnic i ilości największych ziaren. W osa�
dach prądów bardziej rozrzedzonych frakcjonowaniu ulegają ziarna
wszystkich wielkości, w związku z tym ku górze ławicy maleje średnia
średnica ziarna (Rupke 1978).
Prądy o małej gęstości (poniżej 1,5) transportują głównie cząstki
frakcji pyłowej i ilastej. Spływają one stosunkowo powoli, z prędkoś�
ciami rzędu 1,8 km/h. Tworzone przez nie sekwencje struktur warstwo�
wania składają się zazwyczaj jedynie z członów Td i Te. Osady takich
prądów są dość trudne do odróżnienia od innych mułów hemipelagicz-
nych. Ich cechami rozpoznawczymi mogą być (Rupke 1975, Stanley
1974b):
 obecność delikatnej laminacji występującej niekiedy w dolnej
części ławic;
 uziarnienie frakcjonalne;
 brak struktur warstwowania (z wyjątkiem laminowanych);
 znikoma zawartość ziaren frakcji piaszczystej.
Muły hemipelagiczne utworzone przez swobodne opadanie cząstek
są często przerobione przez organizmy żyjące wewnątrz osadu, zawie�
rają dość znaczną domieszkę piasku, dochodzącą niejednokrotnie do
15%, mają normalny rozkład wielkości ziaren i niski stopień wysorto-
wania (Rupke 1975).
Osobny typ osadów prądów zawiesinowych stanowią tzw. wapienie alloda-
piczne (Meischner 1964; Rusnak & Nesteroff 1964). Są to uziarnione frakcjonalnie wa�
pienie detrytyczne przeławicające się z pelagicznymi marglami lub wapieniami peli-
tycznymi. Mają one wszystkie charakterystyczne cechy występujące w poprzednio oma�
wianych osadach prądów zawiesinowych zbudowanych z kwarcowego i krzemianowego
materiału klastycznego. Pewne różnice wynikają głównie z odmiennego charakteru pe�
trograficznego materiału i obecności dość obfitej fauny w ławicach wapieni allodapicz-
nych. Są to głównie szczątki redeponowanej makro- i mikrofauny płytkowodnej. W ła�
wicach kalcylutytów przedzielających wapienie detrytyczne występują prawie wyłącz�
nie organizmy planktoniczne. Ponadto w wapieniach allodapicznych częste są warstwowe
lub konkrecyjne rogowce pochodzenia diagenetycznego. Kompilacyjny profil ławicy
FLUKSOTURRIDYTY 219
Rycina 5-3. Kompilacyjne profile ławicy wapienia allodapicznego ilustrujące naj�
bardziej charakterystyczne cechy tego osadu (według: Meischner 1964, nieco zmie�
nione)
wapienia allodapicznego ilustrujący najbardziej charakterystyczne cechy tego typu
osadu przedstawia rycina 5-3. Grube serię wapieni allodapicznych określa się jako tzw.
flisz wapienny.
FLUKSOTURBIDYTY
Osobny typ wśród osadów podwodnych spływów grawitacyjnych stano�
wią gruboławicowe, z
le wysprtowane, piaszczysto-żwirowe utwory, któ�
re ze względu na ich cechy strukturalne i teksturalne trudno jest przy�
pisać jednemu określonemu typowi spływu. Kuenen (1958) zaproponował
dla nich nazwę  fluksoturbidyty", który to termin został póz
niej
szczegółowo zdefiniowany (Dżułyński, Książkiewicz & Kuenen 1959).
Fluksoturbidyty tworzą duże soczewkowate ciała w obrębie utwo�
rów fliszowych. Ich uławicenie jest jednak znacznie mniej regularne niż
osadów prądów zawiesinowych. A
awice mają zmienną miąższość, często
wyklinowują się i niekiedy zlewają ze sobą wskutek zaniku rozdziela�
jących je powierzchni. Powierzchnie ograniczające ławice mają zazwy�
czaj erozyjny charakter podkreślony deniwelacjami dochodzącymi do
220 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
kilkudziesięciu centymetrów. Mniej wyraz
ne nieciągłości występują
również w obrębie ławic powstałych w wyniku kilku aktów sedymenta�
cyjnych. Na powierzchniach spągowych występują pospolicie pogrązy.
Spośród hieroglifów prądowych najczęściej spotyka się hieroglify wle-
czeniowe. Hieroglify organiczne są rzadkie i ograniczone do kilku bar�
dzo prostych form.
Osady fluksoturbidytowe są zasadniczo pozbawione struktur war�
stwowania, główną ich masę stanowią piaskowce, mniejszą rolę odgry�
wają zlepieńce i występujące w stropowych częściach ławic piaszczyste
mułowce. Warstewki mułowców są z reguły cienkie lub brak ich jest zu�
pełnie.
Uziarnienie ławic, zarówno w pionie, jak i w poziomie, jest bardzo
zmienne. Przeważa uziarnienie nieuporządkowane i normalne uziarnie�
nie frakcjonalne zaznaczające się tylko we frakcji najgrubszej. W wielu
przypadkach występuje uziarnienie frakcjonalne przerywane z wyraz
�
nym skokowym zmniejszeniem się frakcji na granicy zlepieniec/piasko-
wiec i piaskowiec/mułowiec (Unrug 1963). Ponadto spotyka się uziar�
nienie frakcjonalne wielokrotne i odwrócone. W obrębie ławic występu�
ją nieregularne soczewki materiału grubiej lub drobniej ziarnistego, kla-
sty mułowców i uzbrojone toczeńce ilaste.
Struktury warstwowe w ławicach fluksoturbidytowych są stosunko�
wo rzadkie. Najczęściej spotyka się je w stropowych częściach ławic
w postaci poziomej laminacji i rynnowego warstwowania przekątnego.
Laminacja pozioma wywołana jest obecnością cienkich warstewek wzbo�
gaconych w poziomo ułożone blaszki mik i zwęglony detrytus roślinny.
W niższych częściach ławic pojawia się bardziej lub mniej wyraz
na la�
minacja wyrażona naprzemianległym występowaniem lamin grubiej
i drobniej ziarnistych o nieostrych, gradacyjnych granicach oraz war�
stwowanie przekątne w dużej skali. Szczególnie predysponowanym miej�
scem do powstawania wielkoskalowego warstwowania przekątnego są
większe zagłębienia erozyjne w podłożu.
W utworach fluksoturbidytowych można wyróżnić cztery zasadni�
cze typy litologiczne (Leszczyński 1981): zlepieńce, piaskowce zlepieńco-
we, piaskowce i mułowce. Podrzędnie występują również warstwy żwi�
rowców ilastych.
A
awica fluksoturbidytowa może składać się z jednego albo kilku,
połączonych ze sobą przejściami, typów litologicznych osadu, które po�
jawiają się w pewnej uprzywilejowanej kolejności. Najczęściej jest ona
następująca: piaskowiec zlepieńcowy (lub zlepieniec) piaskowiec mu-
łowiec (ryc. 5-4).
Zlepieńce mają przeważnie zwarty szkielet ziarnowy zbudowany
z kontaktujących ze sobą otoczaków frakcji żwirowej lub bardzo grubo�
ziarnistego piasku. Wolne przestrzenie między ziarnami wypełnia drob�
no- lub średnioziarnisty piasek. W dolnej części warstwy zlepieńca uziar-
nienie jest zazwyczaj nieuporządkowane, rzadko pojawia się również
uziarnienie frakcjonalne odwrócone. Część górna warstwy wykazuje z re�
guły uziarnienie frakcjonalne, prowadzące do przejścia zlepieńca w pia�
skowiec.
Piaskowce zlepieńcowe składają się z różnoziarnistej piaszczystej
masy podstawowej, w której są rozproszone większe otoczaki frakcji
żwirowej. Uziarnienie ławic piaskowców zlepieńcowych, podobnie jak
w przypadku zlepieńców, jest w dolnej części nieuporządkowane a na�
stępnie przechodzi w uziarnienie frakcjonalne, wyżej pojawiają się pia�
skowce, początkowo grubo-, póz
niej drobnoziarniste i ewentualnie w sa�
mym stropie  mułowce. Wspólną cechą zlepieńców i piaskowców zle�
pieńcowych jest mała ilość w substancji ilastej, czym różnią się od typo�
wych osadów prądów zawiesinowych.
Piaskowce i mułowce wykazują cechy osadów prądów zawiesino�
wych. Najczęściej są one uziarnione frakcjonalnie. W partiach stropo�
wych warstw piaskowców występuje niekiedy laminacja pozioma
i rynnowe warstwowanie przekątne. W mułowcach powszechna jest
laminacja pozioma. Mogą również pojawiać się w nich cienkie war�
stewki piaskowców warstwowanych przekątnie lub uziarnionych frak�
cjonalnie.
A
awice fluksoturbidytowe są wynikiem złożonego procesu sedymen�
tacyjnego. Część dolna ławicy (zlepieńce i piaskowce zlepieńcowe, częś�
ciowo piaskowce) stanowi osad gęstego spływu grawitacyjnego, w któ�
rym ziarna i klasty unoszone były w zawieszeniu dzięki takim mecha�
nizmom, jak: ciśnienie dyspersyjne, nadciśnienie porowe i turbulencja
z okresową przewagą jednego z nich uzależnioną od składu teksturalne-
go materiału. Sedymentacja górnej, zazwyczaj znacznie cieńszej, części
222 OSADY" SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
ławicy (piaskowiec, mułowiec) zachodziła już w warunkach typowego
prądu zawiesinowego (Leszczyński 1981; Ślączka & Thompson 1981), w ja�
ki przekształcał się spływ wskutek utraty najgrubszego materiału i roz�
cieńczenia przez otaczającą wodę.
Mułowce, często ostro odgraniczone od podścielających je osadów
gruboziarnistych, mogły być również odkładane z wtórnych silnie roz�
cieńczonych  chmur" zawiesiny towarzyszących głównej masie spływu
(Unrug 1963).
Obecność wewnątrzławicowych powierzchni nieciągłości, kilkakrot�
ne pojawianie się w niektórych ławicach grubszego materiału pozwala
wnioskować, że część ławic fluksoturbidytowych została zdeponowana
z kilku spływów zachodzących po sobie w krótkich odstępach cza�
su, wskutek czego sedymentacja ze spływu póz
niejszego rozpoczy�
nała się przed zakończeniem depozycji ze spływu poprzedniego (Le�
szczyński 1981).
FLISZ
Termin flisz został po raz pierwszy użyty przez Studera w 1827 r. do
określenia występujących w Alpach grubych serii osadowych składają�
cych się głównie z przeławicających się ze sobą mułowcowych piaskow�
ców i łupków. Miał on pierwotnie ściśle litologiczne znaczenie, do któ�
rego nawiązuje obecnie wielu współczesnych badaczy rozpatrujących
flisz z punktu widzenia jego genezy i cech litologicznych. Takie ujęcie
zostało też przyjęte w tej książce.
Nieco inne znaczenie jest przypisywane temu terminowi przez au�
torów, którzy pod pojęciem fliszu rozumieją morskie utwory terygenicz-
ne powstałe w określonym etapie rozwoju geosynkliny. W takim ujęciu
flisz jako utwór pre- lub wczesnosynorogeniczny jest przeciwstawiany
molasie, która powstaje zasadniczo w póz
nosynorogenicznym lub posto-
rogenicznym okresie.
Z punktu widzenia genetycznego flisz można określić jako zespół
osadów terygenicznych powstający w stosunkowo głębokich basenach
morskich, przy znacznym, o ile nie dominującym, udziale prądów zawie�
sinowych i innych spływów grawitacyjnych.
Utwory fliszowe odznaczają się wieloma cechami występującymi
w różnych typach fliszu z różną częstotliwością i w różnych zestawie�
niach. Należy jednak podkreślić, że żadna z nich z osobna nie jest dla
fliszu diagnostyczna, gdyż pojawiają się one również w osadach nie ma�
jących genetycznie z fliszem nic wspólnego. Dopiero obecność całego ze�
społu cech, lub przynajmniej ich większości, pozwala uznać daną serię
skalną za utwór fliszowy.
Utwory fliszowe odznaczają się następującymi cechami (Dżułyński
& Walton 1965):
FLISZ
 są to osady morskie, zazwyczaj o dużej miąższości, wynoszącej
setki, a nawet tysiące metrów;
 składają się w przewadze z przeławicających się osadów grubo�
ziarnistych (zlepieńce, piaskowce, wapienie detrytyczne) ł drobnoziarni�
stych (łupki ilaste, margle, mułowce);
 występujące w nich piaskowce są zazwyczaj średnio lub z
le
wysortowane i zawierają znaczną domieszkę materiału mułowcowe-
go;
 dolne powierzchnie warstw piaskowcowych są ostre i często po-_
kryte licznymi organicznymi i nieorganicznymi hieroglifami; górne gra�
nice warstw piaskowcowych są zwykle mniej wyraz
ne i zaznacza się
stopniowe przejście od osadu o ziarnie grubszym do osadu drobnoziar�
nistego;
 w obrębie ławic fliszowych powszechne jest uziarnienie frak�
cjonalne i struktury pozostałych członów sekwencji Boumy;
 osady zachowują na dużych przestrzeniach niezmieniony charak�
ter litologiczny;
 skamieniałości, poza mikrofauną, są we fliszu rzadkie; gruboziar�
niste osady mogą zawierać redeponowaną faunę płytkowodną; mikro�
fauna występująca w osadach drobnoziarnistych składa się z autoch�
tonicznych, głębokowodnych gatunków bentonicznych i form plankto-
nicznych;
 warstwowanie przekątne tabularne i rynnowe w dużej skali wy�
stępuje bardzo rzadko;
 brak jest struktur wskazujących na płytkowodne warunki se�
dymentacji.
F L I SZ F L I S Z
BL I SKI D A L E K I
Rycina 5-5. Model basenu fliszowego z przewagą longitudinalnego kierunku tran�
sportu
OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
W obrębie fliszu można wyróżnić szereg odmian różniących się cha�
rakterem warstwowania, uziarnieniem, rodzajem i częstotliwością wy�
stępowania określonych struktur itp. Analiza rozkładu w przestrzeni
tych odmian facjalnych doprowadziła do stworzenia dwu modeli sedy�
mentacji fliszowej. Historycznie pierwszym jest model hydrodynamicz�
ny (Bouma 1962; R. G. Walker 1967 i wielu innych badaczy), w którym
rozkład facji jest rozpatrywany jako funkcja odległości miejsca ich de-
pozycji od obszaru z
ródłowego prądów zawiesinowych. Z modelem tym
związane są takie pojęcia, jak flisz  bliski",  normalny",  daleki" (ryc.
5-5).
Flisz  bliski" (proksymalny) jest interpretowany jako osad złożony
u podnóża skłonu kontynentalnego przy ujściach kanionów podmorskich,
którymi spływały prądy zawiesinowe. Główną rolę grają w nim utwo�
ry spływów kolizyjnych, kohezyjnych i spływów upłynnionego osadu.
Stosunkowo częste są osuwiska podmorskie. Prądy zawiesinowe odgry�
wały w formowaniu się fliszu  bliskiego" stosunkowo mniejszą rolę.
W związku z tym odznacza się on przewagą zlepieńców (flisz zlepieńco-
wy), a nieco dalej od obszaru z
ródłowego  piaskowców (flisz piaszczy�
sty). Warstwy piaskowców są grube, często pozbawione struktur war�
stwowania, uziarnienie ich jest zazwyczaj nieuporządkowane, uziarnie�
nie frakcjonalne, o ile występuje, jest słabo wykształcone i ograniczone
tylko do frakcji najgrubszych. Sekwencje Boumy są niekompletne na
skutek braku górnych, drobnoziarnistych członów i najczęściej mają po�
stać Ta, Tab, Tabc. W związku z tym grube ławice piaskowców często
leżą bezpośrednio na sobie bez rozdzielających je warstw mułowców.
Częste są również rozmycia wewnątrz- i międzyławicowe.
W miarę oddalania się od obszaru z
ródłowego pomiędzy gruboła-
wicowymi piaskowcami zaczynają pojawiać się warstwy mułowców. Pia�
skowce częściej wykazują dobrze wykształcone uziarnienie frakcjonalne,
pojedyncze lub wielokrotne. Sekwencje Boumy rzadko są jednak kom�
pletne, najczęściej mają postać Tac lub Tabc (flisz piaszczysty).
Ten typ osadu ustępuje z kolei miejsca fliszowi  normalnemu" (flisz
piaszczysto-łupkowy). Stanowi on osad średnio lub cienkoławicowy.
Warstwy piaskowca przedzielone są zazwyczaj podobnej miąższości war�
stwami mułowca. Uziarnienie frakcjonalne jest zazwyczaj dobrze wy�
kształcone i obejmuje ziarna wszystkich obecnych w, osadzie frak�
cji. Przeważają sekwencje typu Ta, Tade, Tae, Tabcde, Tabce, Tbcae,
Tbce.
We fliszu dalekim (dystalnym, subfliszu) mułowce przeważają nad
osadami o grubszym ziarnie. Piaskowce są drobnoziarniste i tworzą cien�
kie warstwy. Najczęściej spotykane sekwencje są pozbawione członu
Ta i mają postać Tbcde i Tcde. Mechanizm powstawania takiego rozkła�
du facji jest następujący:
W początkowym stadium prądu główna jego masa ma prędkość wię-
FLISZ 225
kszą niż czoło, w związku z tym jest ono zasilane ciągle nowym mate�
riałem, co uniemożliwia powstanie w osadzie gradacji ziarna tak piono�
wej jak i lateralnej. Gruboziarnisty materiał transportowany w przesło�
nie trakcyjnej jest utrzymywany w zawieszeniu głównie wskutek wzaje-.
mnych uderzeń ziarn (spływ kolizyjny). Z chwilą, gdy szybkość spływu
spadnie poniżej określonej wartości granicznej, następuje gwałtowne  za�
mrożenie" przesłony trakcyjnej, a niesiony wyżej drobniejszy materiał
zostaje odprowadzony dalej.
W zależności od momentu, w którym następuje  zamrożenie" prze�
słony trakcyjnej, powstają przerywane sekwencje typu Ta/e, Tab/e,
Ta/c/e. Górne granice warstw o grubszym ziarnie są zazwyczaj ostre,
a w obrębie członu Ta nie występuje gradacja ziarna.
Rycina 5-6. Zmiany struktur sedymentacyjnych w ławicy osadzonej przez prąd
zawiesinowy zachodzące w miarę wzrostu odległości od z
ródła materiału
Pionowa i pozioma gradacja ziarna w osadzie rozpoczyna się od
miejsca, w którym prędkość głównej masy prądu staje się równa szyb�
kości posuwania się jego czoła. Przesłona trakcyjna jest już wówczas
cienka, a materiał w jej obrębie jest transportowany przez wleczenie lub
saltację. Mogą wtedy powstawać sekwencje kompletne Tabcde. W miarę
wzrostu odległości od obszaru z
ródłowego prędkość prądu maleje,
w związku z czym kolejno wypadają dolne człony sekwencji, zgodnie ze
schematem przedstawionym przez Boumę (ryc. 5-6).
Drugi model sedymentacji fliszowej, który ostatnio (Mutti & Ricci-
-Lucchi 1972; Ricci-Lucchi 1975a, b; Rupke 1975; R. G. Walker 1977)
zdobywa sobie coraz większe uznanie, oparty jest na wynikach badań
współczesnych i kopalnych stożków napływowych zbudowanych z utwo�
rów rozmaitego rodzaju spływów grawitacyjnych. Stożki takie powstają
u ujść podmorskich kanionów i można w nich wyróżnić trzy strefy fa-
cjalne: wewnętrzną (określaną skrótowo jako stożek wewnętrzny), środ�
kową (stożek środkowy) i zewnętrzną (stożek zewnętrzny). Ta ostatnia
strefa przechodzi stopniowo w osady równi głębokomorskiej (ryc. 5-7,
5-8).
15 Zarys sedymentologii
226 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
Rycina 5-7. Model stożka podmorskiego i charakter osadów
A  schemat budowy stożka, B  przekrój kanału centralnego i depozycja drobnoziarnistych osa�
dów pozakanałowych, C  przekrój w pobliżu wylotu kanału rozprowadzającego i depozycja po�
bliskich osadów pozakanałowych
Prądy zawiesinowe i pokrewne im spływy grawitacyjne opuszczając
kanion podmorski i wkraczając na obszar stożka mają jeszcze znaczną
siłę erozyjną iw związku z tym na stożku wewnętrznym i środkowym
płyną głównie w wyerodowanych przez siebie kanałach. W kanałach
FLISZ
Rycina 5-8. Ogólny charakter osadów skłonu, stożka podmorskiego i osadów rów�
ni abisalnej (według: Mutti & Ricci-Lucchi, częściowo zmienione)
zachodzi dość szybka sedymentacja przynajmniej części najgrubszego
materiału. Pozostały materiał tworzy u wylotów kanałów rożnej wiel-
kości drugorzędne stożki napływowe.
Utwory kanałowe stożka wewnętrznego składają się głównie z osa�
dów spływów kolizyjnych oraz spływów stojących na pograniczu gę�
stych prądów zawiesinowych i spływów kolizyjnych. Dużą rolę mogą
w nich również odgrywać utwory osuwiskowe. W osadach tych przewa�
żają gruboziarniste piaskowce i zlepieńce (flisz  bliski" w poprzednim
modelu), które występują w formie soczewkowatych, grubych ławic,
mierzących kilka do kilkunastu i więcej metrów. Dolne powierzchnie
ławic mają często erozyjny charakter. Uziarnienie ich jest nieuporząd�
kowane lub frakcjonalnie ograniczone zazwyczaj do frakcji najgrub�
szych. A
awice piaskowców nie są rozdzielone warstwami mułowców
i zwarte ich pakiety tworzą duże ciała sedymentacyjne o znacznej gru�
bości i rozciągłości. Stanowią one wypełnienia migrującego kanału cen�
tralnego.
Kierunki transportu w utworach kanałowych stożka wewnętrznego
rozchodzą się wachlarzowo od ujścia kanionu podmorskiego i czę�
sto są, generalnie rzecz biorąc, poprzeczne do osi basenu sedymenta�
cyjnego.
Pomiędzy kanałami, nawet w stosunkowo niewielkiej odległości od
ujścia kanionu podmorskiego, gromadzą się osady o znacznie drobniej�
szym ziarnie, które odpowiadają charakterem fliszowi  dalekiemu" w po�
przednio omówionym modelu hydrodynamicznym. Powstają one wsku�
tek przelewania się prądów zawiesinowych przez wały brzegowe obrze-
15'
228 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
żające kanały, albo wskutek przerwania wału przez prąd zawiesinowy.
W tym drugim przypadku tworzą się utwory analogiczne do glifów kre-
wasowych w środowisku rzecznym. Osady międzykanałowe składają się
z pakietów przeławicających się cienkowarstwowych, drobno- i bardzo
drobnoziarnistych piaskowców i mułów osadzonych przez prądy zawie�
sinowe oraz towarzyszącym im mułów hemipelagicznych. Podobne utwo�
ry występują również w samych wałach brzegowych oraz na pery�
feriach drugorzędnych stożków napływowych. Kierunki paleotranspor-
tu w tych utworach różnią się wyraz
nie od kierunków w osadach kana�
łowych.
W obrębie stożka środkowego, centralny kanał zasilający stożek we�
wnętrzny rozdziela się na szereg kanałów rozprowadzających, u wylo�
tów których formują się drugorzędne stożki napływowe (loby depozycyj-
ne). Migracja kanałów w czasie i przestrzeni powoduje, że górna część
stożka środkowego zbudowana jest z zazębiających się i przeławicają�
cych ze sobą osadów kanałowych, glifów krewasowych i osadów mię-
dzykanałowych.
Utwory kanałowe reprezentowane są przez z
le wysortowane pias�
kowce o stosunkowo dość grubym ziarnie, zlepieńce i żwirowce ilaste,
którym towarzyszą w podrzędnych ilościach osady drobnoziarniste (mu�
łowce, pyłówce, iłowce). Materiał ten był deponowany głównie przez
stosunkowo gęste,  dojrzałe" prądy zawiesinowe, mniejszą rolę w tej
części stożka odgrywają osady innych spływów grawitacyjnych. W koń�
cowych stadiach sedymentacji ławic turbidytowych dochodzi często do
głosu transport trakcyjny, wskutek czego zawierają one dobrze wy�
kształcone sekwencje Boumy, nierzadko typu Tabcde lub Tbcde. A
awice
te układają się w lepiej lub gorzej rozwinięte cykle, w których miąższość
ławic maleje ku górze. Zmniejszanie się grubości ławic w cyklach
związane jest z migracją kanałów lub ich stopniowym zamieraniem. Kie�
runki transportu materiału w utworach kanałowych stają się coraz bar�
dziej rozbieżne w miarę posuwania się w dół stożka.
Dość grube ławice drobnoziarnistych piaskowców i mułowców wy�
stępujące wśród utworów międzykanałowych stożka środkowego inter�
pretowane są jako osady  glifów krewasowych". Sekwencje Boumy
w tych ławicach są zazwyczaj pozbawione dolnych członów i mają po�
stać Tcde lub Tde.
W zewnętrznych częściach stożka środkowego przeważają utwory
lobów depozycyjnych, składające się głównie z średnio- i gruboziarni�
stych piaskowców. Udział mułowców jest niewielki (zazwyczaj poniżej
25%). Sekwencje Boumy są dobrze wykształcone. W osadach  dojrza�
łych" prądów zawiesinowych mają cne postać. Tabele, Tab/de, przy czym
wszystkie człony sekwencji są dobrze wykształcone. W przypadku prą�
dów  niedojrzałych" powstają sekwencje Ta/c/e, Tale, ze znacznie zre�
dukowanymi członami c i e.
FLISZ
Progradacyjny charakter rozwoju lobów powoduje negatywną cy-
kliczność uławicenia w utworach stożka zewnętrznego, która wyraża się
zwiększeniem się miąższości ławic w obrębie poszczególnych cykli.
W utworach stożka zewnętrznego stosunek piaskowców do mułow�
ców spada poniżej 1. Piaskowce są drobno- i bardzo drobnoziarniste oraz
cienko- i średnioławicowe, tylko sporadycznie pojawiają się ławice gru�
be. W sekwencjach Boumy brakuje członu a i b. Najczęściej są to sek�
wencje Tcde, Tc/e, Tde. Jedynie w grubych ławicach spotyka się sek�
wencje Tbcde, Tbcle, Tb/de.
Utwory stożka zewnętrznego stopniowo przechodzą w osady równi
abisalnej. W miarę oddalania się od stożka następuje dalszy wzrost
udziału osadów pelitycznych, wśród których, obok mułowców osadza�
nych przez prądy zawiesinowe, pojawiają się coraz grubsze i w coraz to
większej ilości warstwy mułowców hemipelagicznych. Jednocześnie za�
nika cykliczność uławicenia i zmiany grubości kolejnych ławic nie wy�
kazują określonego trendu.
Jak widać z powyższego przeglądu oba modele sedymentacji fliszo�
wej zakładają zmniejszanie się udziału materiału gruboziarnistego w mia�
rę oddalania się od obszaru alimentacyjnego. Zaletą modelu stożkowego
jest to, że lepiej tłumaczy obserwowane często zazębianie się utworów
fliszu  bliskiego" i  dalekiego" oraz duże niekiedy różnice w kierunkach
paleotransportu pomiędzy sąsiadującymi ze sobą ławicami czy ich ze�
społami.
Żaden z przedstawionych powyżej modeli sedymentacji fliszowej nie
może być jednak traktowany jako uniwersalny. Ogólnie rzecz biorąc mo�
del hydrodynamiczny może być z powodzeniem stosowany dla serii wy�
kazujących jednokierunkowy transport materiału wzdłuż osi basenu
(transport longitudinalny), natomiast model stożka podmorskiego 
w przypadku utworów fliszowych zawierających przemieszane ze sobą
odmiany fliszu  bliskiego" i  dalekiego". Kierunki transportu w takich
seriach są zmienne, ich rozrzut w skrajnych przypadkach może docho�
dzić do 180� i zazwyczaj wskazują na poprzeczną w stosunku do osi ba�
senu dostawę materiału.
Podłużny kierunek transportu materiału jest często podstawą rekonstrukcji paleo-
geograficznych zakładających usytuowanie obszaru z
ródłowego na jednym z krańców
wydłużonego, rynnowego basenu sedymentacyjnego (np. Hsu et al. 1980). Nie zawsze
takie ujęcie jest słuszne. W wielu seriach fliszowych o przeważającym longitudinalnym
kierunku transportu materiału, lokalnie, zwłaszcza w odmianach fliszu  bliskiego", wy�
stępują struktury kierunkowe świadczące o bocznej dostawie materiału do basenu. Kie�
runki poprzeczne często rozchodzą się wachlarzowo z jednego punktu, który wyznacza
w przybliżeniu domniemane ujście kanionu podmorskiego, będącego główną drogą spły�
wu prądów zawiesinowych. W partiach basenu bardziej oddalonych od obszaru z
ródło�
wego obserwuje się stopniowe ujednolicenie i zmianę kierunków transportu na podłużne,
w miarę jak prądy zawiesinowe skręcały, dopasowując się do nachylenia jego osi (ryc.
5-5).
230 OSADY SPA
YWÓW GRAWITACYJNYCH
Brak w wielu seriach fliszowych kierunków poprzecznych jest często zjawiskiem
pozornym, spowodowanym zniszczeniem w czasie ruchów fałdowych brzeżnych części
basenu lub ukryciem ich pod nasunięciami.
Stwierdzana przez wielu autorów jednolitość kierunku transportu materiału może
również wynikać z przyczyn czysto subiektywnych, jak np. przykładania zbyt wielkiej
wagi do kierunków uśrednionych, nawet jeśli zostało to dokonane zgodnie z wymoga�
mi analizy statystycznej, lub pomijanie przy pomiarach struktur kierunkowych pewnych
typów ławic (np. piaskowców cienkoławicowych), na których pomiary te są bardziej
uciążliwe niż na innych.