Odtworzenie procesu uwęglania materii organicznej przed i w czasie transportu do basenów sedymentacyjnych Karpat zewnętrznych oraz po jej depozycji nie jest zagadnieniem prostym, gdyż nie można w pełni zrekonstruować wyglądu ówczesnych obszarów lądowych i ich ekosystemów. Współczesna interpretacja geologiczna kordylier opiera się głównie na analizie materiału egzotykowego znajdowanego we fliszu, a więc opisie ich budowy geologicznej. Zakładając, że kordyliery były obszarami górzystymi o wąskich strefach szelfowych (Unrug 1969), możemy odnieść się do współcześnie występujących procesów erozji i transportu materiału terygenicznego na brzegach lądów w obszarach górskich oraz do panujących w strefach górzystych ekosystemów lądowych i wodnych. Zmiany zachodzące wraz ze wzrostem wysokości w pewnym stopniu zbliżone są do zmian zachodzących wraz ze zmianą szerokości geograficznej, jednak następują na znacznie mniejszym dystansie. Pokonując odcinek o określonej długości w ciągu około jednego dnia można przejść od odpowiednika lasu deszczowego do arktycznej tundry (Pullin 2004).
Ważnym czynnikiem warunkującym zmiany siedliskowe roślin, a co za tym idzie także wykształcenie określonych ekosystemów lądowych i wodnych był klimat. Zakładając, że w czasie transportu i sedymentacji allochtonicznej materii organicznej do fliszowych basenów sedymentacyjnych podlegał on fluktuacjom, zmianom podlegały też czynniki biotyczne i abiotyczne warunkujące procesy rozkładu materii roślinnej w poszczególnych ekosystemach. Na skutek tych zmian materia organiczna dostająca się do basenu sedymentacyjnego miała różny stopień wtórnego przeobrażenia. Na podstawie cech morfologicznych materii organicznej oraz jej składu petrograficznego można odtworzyć z pewnym przybliżeniem warunki środowiska, w których to przeobrażenie powstało. W Tab. 7 ujęto wszystkie odmiany materii organicznej wraz z jej cechami diagnostycznymi.
Za transport materiału detrytycznego na obszarach lądowych głównie odpowiedzialne są rzeki. W potokach górskich i wysokogórskich udział materii allochtonicznej transportowanej do zlewni uzależniony jest od wysokości nad poziomem morza oraz ilości i rodzaju roślinności występującej w pobliżu brzegów potoków (Mutch i in. 1983). Teren źródliskowy potoków charakteryzuje się dużym spadkiem terenu i silnym przepływem wody dobrze natlenionej. Udział szaty roślinnej jest może mniejszy niż na nizinach, ale niekiedy też znaczący, a ilości dostarczanej materii roślinnej do górskich potoków są nieduże w porównaniu z potokami i rzekami płynącymi przez nizinne tereny zalesione (Fisher & Likens 1973, Koehler 1981).
Współczesne badania allochtonicznej materii organicznej transportowanej w potokach wykazują, że większość detrytusu stanowią cząstki poniżej 50 μm średnicy, pomimo dostawania się większych fragmentów roślinnych do potoków (Sedell i in. 1978, Naiman & Sedell 1979, Wallace i in. 1982, Webster & Meyer 1997, Galas 2007).
Tab. 7. Cechy diagnostyczne wszystkich odmian materii organicznej, równowiekowej z fliszem karpackim Odmiana materii organicznej Morfologia Główne składniki w skali makro Główne składniki w skali mikro Litologia osadów Człon sekwencji Boumy Soczewki, warstewki wydłużone soczewki do 10 cm długości i grubości 1-3 cm, okruchy o średnicy kilku mm, warstewka węgla (Dobczyce) twardy węgiel brunatny matowy i błyszczący, węgiel kamienny, uwęglony detrytus kolotelinit, telinit (czasem komórki wypełnione żelinitem), inertodetrynit, sekretynit, funginit, semifuzynit (czasem komórki wypełnione minerałami siarczkowymi i węglanami), zawartość grupy witrynitu 93-98%, zawartość grupy inertynitu 2-7%, piaskowce bardzo drobnoziarniste, zapiaszczone mułowce o laminacji poziomej Tb i górna część Ta Uwęglone fragmenty roślinne nieregularne skupienia węgla o zróżnicowanej morfologii o średnicy większej od 1 cm, struktura drzewiasta we fragmentach ciemnobrunatnych, uwęgliny ułożone równolegle do siebie, zgodnie z uławiceniem, muskowit, odciski fragmentów roslinnych witryn, twardy matowy węgiel brunatny, uwęglony detrytus kolotelinit, telinit (czasem komórki wypełnione pirytem lub rezynitem), inertodetrynit, mikrynit, semifuzynit, piryt, zawartość grupy witrynitu 96-99%, zawartość grupy inertynitu 1-4% piaskowce bardzo drobnoziarniste, mułowce o laminacji poziomej i przekątnej górna część Ta, Tb i Tc Uwęglony detrytus roślinny silnie rozdrobnione
szczątki roślinne, duża koncentracja detrytusu w warstwie tworzy
laminki, gruby
detrytus występuje na powierzchniach łupliwości, drobny zaś w laminach nieoznaczalny botanicznie, składnik towarzyszący to muskowit kolotelinit A i B, telinit (komórki czasem wypełnione żelinitem), inertodetrynit, funginit, semifuzynit, fuzynit, zawartość grupy witrynitu 70-95%, grupy inetrynitu 5-30%, piryt mułowce piaszczyste, mułowce, rzadziej bardzo drobnoziarniste piaskowce Tb, Td i Tc DOM nieoznaczalny makroksopowo
---
witrodetrynit, amorfinit (humus wodny), inertodetrynit, piryt skały o frakcji psamitowej, aulerytowej i pelitowej wszystkieZjawisko to tłumaczy się tym, że większe fragmenty roślinne mogą być transportowane na mniejsze odległości, a ich proces rozkładu może zachodzić już na brzegach potoków.
Poza tym duże fragmenty drewna, o długości przekraczającej 1 metr i szerokości 10 cm unoszone są tylko w sprzyjających warunkach morfometrycznych, tj. dużej szerokości koryta i małym zakrzywieniem brzegów lub przy wysokim stanie wody i silnym prądzie (Nakamura & Swanson 1994). Badania detrytusu roślinnego w Potoku Waksmundzkim (Tatry) wykazały, że mechaniczna fragmentacja drewna na skutek ruchów wody, a przede wszystkim rumoszu skalnego przy zwiększonym stanie wody jest odpowiedzialna za procesy rozdrabniania jego dużych kawałków (1-10 m długości i 10-40 cm średnicy) (Zielonka i in. 2006). W konsekwencji większą część materii lądowej trafiającej w strefę litoralną stanowi dronocząsteczkowa (detrytus roślinny) i rozpuszczona materia organiczna (DOM), a tylko niedużą jej część stanowią większe fragmenty roślinne. Potwierdzają to badania materii organicznej we fliszu karpackim. DOM w zasadzie występuje we wszystkich jednostkach litostratygraficznych Karpat Zewnętrznych, drugim w kolejności częstotliwości występowania jest uwęglony detrytus roślinny, natomiast najrzadziej w utworach fliszowych obecne są większe uwęglone fragmenty roślinne bądź regularne skupienia materii organicznej.
Występowanie materii organicznej we fliszu o zróżnicowanej morfologii i stopniu rozproszenia potwierdza, że rozkład materii organicznej zachodził na kilku etapach, zarówno w warstwie glebowej jak i w wodzie.
W powierzchniowej warstwie gleby zachodziły następujące procesy:
1. rozdrobnienie materiału organicznego przy udziale mezofauny glebowej i czynników atmosferycznych, powodujących osłabienie struktur szczątków roślinnych, przede wszystkim zmiany nawilgocenia wywołujące pęcznienie i kurczenie się szczątków roślinnych, w połączeniu z hydrolizą,
2. zasiedlanie szczątków roślinnych przez mikroorganizmy – w tej fazie powstawał detrytus roślinny,
3. maceracja rozdrobnionych i zasiedlonych szczątków roślinnych wskutek działalności mikroorganizmów, biochemiczna przebudowa materiału organicznego (głównie substancji celulozowo-ligninowych) z udziałem mikroorganizmów; powstają wielkocząsteczkowe łańcuchowe związki próchnicze o dużej trwałości (związki humusowe) – w tej fazie powstawała DOM (według Prusinkiewicza 1994, 1999).
Cały ten proces mikrobiologicznego i fizyko-chemicznego rozkładu nazywamy humifikacją, a natężenie tego procesu uzależnione jest od środowiska glebowego, w którym przebiega (Russel 1974). Proces rozkładu jest tym korzystniejszy im wyższa jest wilgotność powietrza atmosferycznego i gleby. W czasie opadów z częściowo rozłożonej materii organicznej mogą być wypłukiwane nierozpuszczalne związki humusowe (kwasy
huminowe brunatne i szare) i dalej być transportowane przez rzeki do morza. Humifikacja odzwierciedla chemiczną stronę procesu rozkładu materiału roślinnego. Jej odpowiednikiem w ujęciu fizycznym jest żelifikacja, czyli stopniowy proces rozkładu materiału organicznego (faza plastyczna, w której ścianki komórek stopniowo pęcznieją, a światła komórek są zaciskane) aż do jego homogenizacji, a następnie powstanie roztworu koloidalnego i wreszcie żelu in situ (Teichmüller M. i R. 1954, Wagner 1982, Russel & Barron 1984, Taylor i in. 1998).
Przebieg procesu żelifikacji zależy od czynników natury biologicznej, fizycznej i chemicznej, m.in. rodzaju materiału wyjściowego, dostępu tlenu, pH środowiska, działalności i ilości grzybów, bakterii i enzymów (Roga & Tomków 1971, Russell 1974, Chaffee i in. 1986, Brzyski 1984, Stout 1985, Stout & Spackman 1987).
Proces żelifikacji zachodzi także w wodzie. Przebieg żelifikacji jest szybszy w środowisku zasadowym (bogatym w alkalia), co tłumaczy się wzmożoną działalnością bakterii w porównaniu ze środowiskiem kwaśnym (Teichmüller M. & R., 1954, Cohen i in. 1987) i w środowisku paralicznym, gdzie szczątki fitogeniczne ulegają szybkiej żelifikacji, aż do wytworzenia organicznego żelu (Wagner i in. 2008). Początkowo żelifikacja zachodzi w warunkach tlenowych, jednak po dostaniu się do wody, udział tlenu spada, poprzez pogrążenie w wodzie i tym samym odcięcie materiału roślinnego od bezpośredniego dostępu powietrza atmosferycznego. Proces rozkładu materii organicznej w wodzie, podobnie jak w glebie, możemy podzielić na kilka etapów o różnym czasie trwania (Kaushik & Hynes 1971):
1. w pierwszych dniach po nasiąknięciu wodą z materiału roślinnego wypłukiwane są rozpuszczalne składniki nieorganiczne i organiczne, co doprowadza do utraty
10-30 % ich początkowej masy (Webster & Benfield 1986); zmianom podlegają związki aromatyczne i białka występujące w komórkach roślin,
2. następnie zachodzi kolonizacja materiału roślinnego przez mikroorganizmy (bakterie i grzyby); produkcja enzymów przez mikroorganizmy, mineralizacja materiału roślinnego; białka ulegają hydrolizie do aminokwasów, a fenole zawarte w komórkach są utleniane do chinonów, a następnie do polifenoli. Materia organiczna ulega dalszej fragmentacji, dodatkowo wspieranej przez mechaniczną działalność wody i materiału okruchowego – w tej fazie powstaje detrytus roślinny
3. część produktów mineralizacji jest przyswajalna przez drobnoustroje i wykorzystywana do odżywiania; następuje polikondensacja i polimeryzacja wolnych rodników, rozpuszczanie ścian komórkowych pod wpływem ataku drobnoustrojów i uwolnienie kwasów humusowych i ich pochodnych na zewnątrz komórek, które
odbywa się głównie w stanie koloidalnym - w tej fazie powstaje DOM (Wagner 1982, Russel & Barron 1984, Chaffee i in. 1984, Cohen i in. 1987).
Skład petrograficzny opisanych odmian materii organicznej jest do siebie zbliżony (Tab. 7). Wskazuje to, że materiał wyjściowy dla wszystkich odmian był taki sam, a tylko procesy (warunki) rozkładu materii organicznej warunkowały jego morfologię i stopień przeobrażenia. Najszybciej ulegają rozkładowi zarówno w środowisku lądowym i wodnym związki organiczne rozpuszczalne w wodzie. Są to przede wszystkim cukry proste, takie jak glukoza. Podobnie łatwo rozkładane są białka. Wolniej przebiega proces rozkładu wielocukrów np. celulozy, a na końcu ligniny, której dezintegracja następuje z trudem i powoli (Russel 1974, Prosiński 1984). Celuloza i lignina należą do podstawowych elementów budowy ścian komórkowych roślin. Eliminacja celulozy skutkuje wzrostem aromatyczności substancji węglowej i utratą grup metoksylowych przez ligninę (Russel & Barron 1984). Ubytek celulozy wzmaga wczesną żelifikację, co powoduje przerwanie i zniszczenie struktury komórkowej.
Występowanie kolotelinitu i telinitu w materii organicznej świadczy o tym, że rozkład materii organicznej następował w wilgotnych warunkach środowiska w procesie żelifikacji. Natężenie tego procesu oznaczało „zacieranie” pierwotnej struktury komórkowej, a co za tym idzie także struktury anatomicznej roślin. Najpierw ściany komórkowe roślin ulegały nabrzmieniu, później były wyginane, rozrywane, aż następowało całkowite zaciskanie świateł komórek i destrukcja budowy anatomicznej. Tym samym zachodziło zastępowanie telinitu kolotelinitem. W momencie, gdy proces ten był zatrzymany na którymś z opisanych etapów, struktura komórkowa (anatomiczna) mogła się zachować w lepszym bądź gorszym stopniu. Przejawem nie w pełni zżelifikowanej materii organicznej są uwęglone fragmenty roślinne, wykazujące dość dobrze zachowaną strukturę drzewiastą, charakterystyczną dla zżelifikowanych ksylitów, będące fragmentami kory pierwotnej zbudowanej w wysoko odpornych na proces rozkładu substancji, dodatkowo impregnowanej rezynitem. Wypełnienie komórek telinitu żelinitem i rezynitem może być przejawem szybkiego procesu żelifikacji, powodującej wysycenie świateł komórek substancjami pochodzącymi z żeli humusowych i woskami zawartymi w korze. Natomiast występowanie funginitu jest przejawem aktywności grzybów w początkowych fazach procesu rozkładu materii organicznej.
W składzie petrograficznym materii organicznej pojawiają się także macerały charakterystyczne dla warunków utleniających środowiska – fuzynit, semifuzynit i makrynit. Prawdopodobnie utlenieniu uległ już materiał roślinny częściowo zżelifikowany lub materia organiczna, która dostała się do rzeki, pochodziła ze strefy nadmiernie przesuszanego środowiska. Poparciem tej tezy jest współwystępowanie inertodetrynitu.
Na skutek żelifikacji, materia organiczna zmieniała swą gęstość, co powodowało że większe fragmenty roślinne stawały się cięższe od wody i opadały na dno. Pozostała część materiału roślinnego (detrytus roślinny i DOM) transportowana była wraz z mułem w zawiesinie lub w roztworze koloidalnym i molekularnym. Rozmiar ziarna materiału osadowego transportowanego przez rzekę i wzajemny stosunek mas wleczonych i toczonych oraz tych transportowanych w zawiesinie zależał od prędkości rzeki (Turnau-Morawska 1954). Przy dużej prędkości lub długim czasie transportu materiał, który kiedyś pełnił rolę wleczonego lub toczonego ulegał rozdrobnieniu i przechodził w stan zawieszenia. Osadzanie materiału transportowanego w zawiesinie następowało tylko w pewnych warunkach morfometrycznych np. zmniejszaniu spadku i prędkości rzeki, przy rozszerzaniu koryta lub przy ujściu rzeki do morza. W ostatnim przypadku proces był tym bardziej skomplikowany, gdyż zmieniały się warunki środowiskowe sedymentacji. W materiale terygenicznym transportowanym w zawiesinie, zawierającym obok materiału okruchowego także dużo substancji koloidalnej, następowało strącanie koloidów pod wpływem elektrolitów wody morskiej. Dlatego też muły osadzające się przy ujściach rzek bogate są w substancję węglową i tlenki żelaza. Prawdopodobnie na tym etapie następowało wysycenie świateł komórek w telinicie i fuzynicie pirytem.
Podobny proces strącania koloidalnego mógł zachodzić już w wodzie rzecznej, gdy ta zawierała dużo jonów wapnia. Przy wysokim rozcieńczeniu zawiesiny w wodzie i szybkim, dynamicznym transporcie, najdrobniejsza frakcja (detrytus drobny i DOM) mogła być transportowana w głębsze części morza, poza strefę litoralną (Pożaryska 1951). Stopień przeobrażenia materii organicznej, która przeszła tzw. żelifikację biochemiczną zachodził w stadium torfu i miękkiego węgla brunatnego (Stach 1975, Taylor i in. 1998).
Allochtoniczna materia organiczna, która wraz z materiałem okruchowym została przytransportowana rzekami w strefę płytkowodną morza reprezentowała materiał w znacznym stopniu chemicznie i fizycznie przeobrażony. Materiał ten ulegał dalszym przemianom natury zarówno fizycznej i chemicznej intensyfikowanym przez działalność prądów morskich i wysoką zawartość tlenu w wodzie morskiej. Przemiany fizyczne polegały przede wszystkim na destrukcyjnym działaniu falowania i warunków oksydacyjnych w wodzie. Przemiany chemiczne zachodziły wszędzie tam, gdzie dochodziło do kontaktu wody rzecznej z morską, a więc w pobliżu ujścia rzek. Powodem tych przemian było strącanie związków organicznych.
W dalszej części materia organiczna wraz materiałem detrytycznym „złożona” na szelfie transportowana była za pomocą spływów grawitacyjnych (najczęściej prądów zawiesinowych) po stoku kontynentalnym, gdzie ulegała wraz z osadem frakcjonalnej segregacji w środowisku głębokomorskim. Wynikiem tej frakcjonalnej segregacji z prądu
zawiesinowego było charakterystyczne następstwo osadów, zwane sekwencją Boumy (Fig. 26).
W wyniku stopniowego przykrywania osadem, materiał roślinny zostawał odcięty od dostępu tlenu. Zredukowanie warunków tlenowych spowodowało stopniowe zanikanie działalność mikroorganizmów i tym samym spowolnienie ich wpływu na przemiany materii organicznej. Rozpoczął się geochemiczny etap uwęglania, kontrolowany głównie przez zmiany ciśnienia i temperaturę, związanych z pogrzebaniem allochtonicznego materiału roślinnego w osadzie.
Zmiany materii organicznej, które zachodziły na etapie geochemicznym miały głównie charakter przemian fizykochemicznych i wyrażały się znaczną „kompakcją materiału roślinnego, zwiększeniem spoistości, spadkiem wilgotności, ściemnieniem barwy, zbiciem struktury, wzbogaceniem w ligninę w stosunku do masy celulozy, złożonymi zmianami natury chemicznej i ewentualnym przepojeniem roztworami koloidalnymi” (Brzyski 1984). Przemiany zachodzące podczas przechodzenia węgla brunatnego w węgiel kamienny polegały między innymi na zupełnym zastąpieniu kwasów humusowych przez huminy. Procesy te zachodziły we fliszu, czego dowodem jest stopień uwęglenia materii organicznej odpowiadający twardym błyszczącym węglom brunatnym i węglom kamiennym. Td Te DOM Detrytus roślinny Witryn (soczewki, uwęglone fragmenty)
Mułowiec pozbawiony struktur
Laminacja pozioma
Laminacja przekątna lub warstwowanie konwolutne Laminacja pozioma Uziarnienie frakcjonalne Tc Tb Ta Fig. 26. Model sekwencji Boumy (1962) wraz z zaznaczonymi strefami występowania