WARSTWY BIOTVTOWO- S K A L E N I O W E
B IO T I T E - FELDSPAR BEDS
1
Fig. 8. Średni stopień obtoczenia ziarn k w arcu w próbkach o średniej śred n icy ziarn '0,2:5—0,50 m m w p iask ow cach serii m agurskiej i w a r stw b io ty to w o -sk a le n io - w y c h serii przedm agurskiej. S k ala stopnia obtoczenia i oznaczenia jak na fig. 7 Fig. 8. A v era g e rounding of quartz grains in sam ples w ith m ean grain d iam eter in 'the 0,50—'0,25 m m grade in sandstones of th e Magura series and of th e B io tite- -feld sp a r beds of th e F ore-M agura series. G rade sca le and sym bols as in Fig. 7
Stopieńobtoczenia ziarnw piaskowcach. Próbki o średniej średnicyziarn0,25—0,50 mm Roundness ofgrains in samples withmean'graindiameter in the 0,25—0,50mmgrade
Tabela1 — ciągdalszyTable1 — continued
N adto rozrzut w artości obserw ow anych wokół linii reg resji jest duży, co zdaje się wskazywać, że in te rp re ta c ja zależności pom iędzy śred n ią śre d nicą ziarna a zaw artością poszczególnych składników m in e ra ln y ch jako liniow ej nie jest uzasadniona.
P rz y zastosow aniu półlogarym icznego układu w spółrzędnych ze skalą logarytm iczną dla wielkości ziarna i skalą ary tm ety czn ą dla zaw artości składników m in e ra ln y ch w ykres funkcji w ykładniczej opisującej zależność pom iędzy tym i dwom a p a ra m e tra m i układa się w postaci linii p rostej.
Zależności pom iędzy składem m in e ra ln y m a w ielkością ziarna p rzed staw ione zostały w takim układzie w spółrzędnych dla poszczególnych ogniw lito straty g raficzn y ch badanych serii fliszowych (fig. 2, fig. 3, fig. 4).
Poniew aż liczba próbek z poszczególnych ogniw lito straty g raficzn y ch nie była w y starczająca dla obliczenia rów nań reg resji norm aln ą metodą, w ykresy zależności zaw artości składników m in e ra ln y ch piaskowców od wielkości ziarna uzyskano p rzy zastosow aniu w yrów nania w yników po
m iarów zaw artości poszczególnych składników m in eraln y ch za pomocą średniej ruchom ej z trzech kolejnych pom iarów , uszeregow anych w edług m alejącej wielkości ziarna, a następnie w yrów nania graficznego. M etoda ta pozwoliła na proste przedstaw ienie zmienności składu m ineralnego p ia skowców um ożliw iające opis zależności pom iędzy zm iennością zaw artości różnych składników m in eraln y ch a w ielkością ziarna.
W badanych piaskow cach zaw artość spoiwa z reguły rośnie z m alejącą średnią średnicą ziarna. O dstępstw a od tej reguły są nieliczne. W p rz y padku piaskowców pasierbieckich obserw ow any spadek zaw artości spoiwa w pró b k ach o drobniejszym ziarnie spow odowany jest silnie rozw iniętą w próbkach drobnoziarnistych reg en e ra cją ziarn kw arcu. Obwódki r e generacyjne są p rzy ty m rzadko tylko w yraźnie rozw inięte i w konsekw en
cji p rzy określaniu składu m ineralnego piaskowców pasierbieckich znaczną część kwarcowego spoiwa regeneracyjnego zaliczono do kw arcu. Niewielki spadek zaw artości spoiw a z m alejącą średnią średnicą ziarn zaobserw o
w ano też w serii śląskiej w cienkoław icow ych piaskow cach górnych w arstw godulskich, w gruboław icow ych piaskow cach dolnych w arstw istebniańskich, a w serii m agurskiej w cienkoławicow ych piaskow cach w arstw inoceram ow ych. P rzyczyny odbiegającej od ogólnego tre n d u zmienności zaw artości spoiwa w tych typach piaskowców nie są jasne.
Stw ierdzone spadki zaw artości spoiwa są niewielkie i mieszczą się w g ra
nicach błędu pom iaru składu m ineralnego. Zm ienność zaw artości skład
ników d etrytycznych jest bardzo zróżnicowana.
Zaw artość kw arcu zw ykle m aleje z m alejącą średnicą ziarna. Spadkow i zaw artości k w arcu tow arzyszy w zrost zaw artości łyszczyków i spoiwa.
Dlatego spadek zaw artości k w arcu w y stępuje najw y raźn iej w silnie m i
kow ych piaskowcach.
W zrost zaw artości k w arcu z m alejącą średnią średnicą ziarn w y stępuje w kilku przypadkach w gruboziarnistych i zlepieńcow atych piaskow cach o wysokiej zaw artości skaleni i okruchów skał, któ rej spadek z m alejącą średnicą ziarna jest szybszy niż rów nolegle postępujący w zrost zaw artości łyszczyków i spoiwa.
Taki w zrost zaw artości kw arcu w y stępuje w gruboław icow ych p ia skowcach i zlepieńcach dolnych w arstw godulskich, w piaskowcach grubo
ławicow ych górnych w a rstw godulskich, w zlepieńcach z M alinow skiej S kały i w piaskow cach ciężkowickich serii śląskiej. Z aw artość kw arcu rośnie z m alejącą śred n ią średnicą ziarn a rów nież w piaskow cach p asier
bieckich, ale w tym p rzy p ad k u w zrost zaw artości k w a rc u zw iązany jest
z rozw ojem reg en eracji ziarn k w arcu w piaskow cach drobnoziarnistych, p rz y czym kw arcow e spoiwo reg en eracy jn e zazw yczaj nie daje się od
różnić od k w arcu detrytycznego.
W zrost zaw artości k w arcu tow arzyszący zm niejszaniu się średniej średnicy ziarna obserwow ano też w piaskow cach gródeckich serii śląskiej.
Piaskow ce te cechuje w ysoka zaw artość glaukonitu, wyższa w próbkach o grubszym ziarnie. W zrost zaw artości k w arcu następuje kosztem zm niej
szania się zaw artości glaukonitu z m alejącą średnią średnicą ziarn.
Z aw artość k w arcu rośnie z m alejącą średnią średnicą ziarna również w cienkoławicowych m ikow ych piaskow cach w a rstw inoceram ow ych serii m agurskiej. W zrostowi zaw artości k w arcu tow arzyszy tu spadek z a w a r
tości skaleni i spoiwa.
Zaw artość skaleni z reg u ły spada z m alejącą średnią średnicą ziarna.
Od reguły te j istnieją nieliczne tylko w yjątki. W zrost zaw artości skaleni z m alejącą średnią średnicą ziarn m a m iejsce w gruboław icow ych piaskow cach i zlepieńcach dolnych w arstw godulskich i w piaskow cach w arstw krośnieńskich serii przedm agurskiej. W obu przypadkach piaskowce za
w ie ra ją dużą ilość w apiennych okruchów skał, k tó ry ch zaw artość zm niej
sza się szybko we frak cjach drobnoziarnistych. Zwiększanie się zaw artości skaleni z m alejącą średnią średnicą ziarn m a m iejsce rów nież w cienko
ław icow ych piaskow cach górnych w a rstw godulskich i w piaskow cach w a rstw biotytow o-skaleniow ych serii m agurskiej.
Z aw artość okruchów skał z reguły spada z m alejącą śred n ią średnicą ziarn. N atom iast zaw artość łyszczyków zawsze w zrasta z m alejącą średnią średnicą ziarn. Je d y n y m w y jątk iem są cienkoławicowe piaskow ce gór
n y c h w a rstw godulskich, w k tórych zaw artość łyszczyków spada nieco z m alejącą średnią średnicą ziarn. Spadek te n mieści się w granicach błęd u pom iaru składu m ineralnego.
Zm ienność zaw artości glaukonitu w zależności od średniej średnicy ziarn nie m a jednolitego ch a rak teru . Na ogół w piaskow cach g ruboziar
n istych zaw artość glaukonitu rośnie z m alejącą średnią średnicą ziarna, a w piaskow cach drobnoziarnistych m aleje. W yjątek stanow ią piaskowce cienkoławicowe górnych w arstw godulskich w których obserw uje się w zrost zaw artości glaukonitu n astęp u ją cy z m alejącą średnią średnicą ziarna. Można więc przyjąć, że dla badanych serii fliszowych K a rp a t Za
chodnich zaznacza się m axim um zaw artości glaukonitu związane ze śred
nią średnicą ziarna w zakresie 0,25—0,125 mm.
SPOIW O PIASKOW CÓW
C h arak tery sty czn ą cechą piaskowców fliszu karpackiego je st silne zróżnicow anie spoiwa piaskowców. W śród badanych serii piaskowcowych wyróżnić można trz y gru p y na podstaw ie ch a ra k te ru zróżnicow ania spoi
w a. G rupę pierwszą, n a jm n ie j liczną tw orzą piaskowce posiadające spoiwo jednorodne. Należą tu piaskowce o spoiwie kalcytow ym i o spoiwie typu m a trix (detrytycznej m asy w ypełniającej). G rupę d rugą tw o rzą piaskowce posiadające spoiwo niejednorodne, lecz stanow iące jeden ty p w ystęp u jący w danym ogniw ie lito straty g raficzn y m lub odm ianie litologicznej we w szystkich badanych próbkach. Należą tu piaskow ce o spoiwie złożonym z m a trix d etry ty czn ej im pregnow anej k alcytem oraz o spoiwie kalcytow o- -iłowym, kalcytow o-iłow o-krzem ionkow ym , iłow o-chlorytow o-krzem ion- kowym, chlorytow o-kałcytow ym i chlorytow o-kalcytow o-krzem ionkow ym . G rupę trzecią stanow ią piaskowce, w k tó ry ch spoiwo jest niejednorodne
СЧ
N Ф43
i zróżnicowane w poszczególnych próbkach. Zróżnicow anie to w ystęp u je zarów no w obrębie poszczególnych ławic, jak i pom iędzy ławicam i. N ależą tu piaskowce w k tó ry ch w spółw ystępuje:
— m a trix detrytyczna, często z dom ieszką spoiwa kalcytowego, iłowego, chlorytow ego lub krzem ionkow ego i spoiwo kalcytow e, często z do
m ieszką spoiw a krzem ionkowego;
— m a trix detry ty czn a z dom ieszkam i w yżej w ym ienionym i i spoiwo k rze
mionkowe regeneracyjne;
— spoiwo kalcytow e i krzem ionkow e regeneracy jn e z dom ieszkam i spoiwa iłowego i chlorytowego.
Rozmieszczenie w ym ienionych tu typów spoiwa w b adanych seriach fliszowych p rzedstaw ia ta b e la 2.
Rozmieszczenie spoiwa w obrębie poszczególnych ław ic jest nierów no
m ierne. W ławicach frakcjonalnie w arstw ow anych o jednorodnym spoiwie zaw artość jego w zrasta k u stropow i ławicy. W yjątek od tej reg u ły s ta now ią piaskowce gruboław icowe górnych w a rstw godulskich, w k tó ry ch w ystępuje niew ielki spadek zaw artości spoiw a ty p u m a trix im pregnow anej kalcytem w stropie ławic. Zjaw isko to pozostaje praw dopodobnie w związ
k u z w ystępow aniem w ielokrotnego w arstw o w an ia frakcjonalnego w ła wicach ty c h piaskowców.
Nie zaobserw owano natom iast system atycznych zm ian zaw artości spoi
w a w obrębie ławic lam inow anych. W przy p ad k u zróżnicow ania spoiwa w obrębie ławic frakcjonalnie w arstw ow anych, w k tó ry ch w y stępuje m a trix detry ty czn a (zwykle z domieszkami) i spoiwo kalcytow e obserw uje się dw a typy rozmieszczenia spoiwa i zm ian jego ilości w profilu ławicy:
w typie pierw szym w spągu ław icy w ystępuje spoiwo kalcytow e, a w stro pie m a trix detrytyczna. Z aw artość spoiwa spada w ówczas od spągu do stropu ławicy. W typie drugim w spągu ławicy w y stępuje m a trix d e try tyczna, a w stropie spoiwo kalcytowe. Z aw artość spoiwa rośnie wówczas od spągu do stropu ławicy.
Spoiwo w apienne w ystępujące w piaskow cach fliszu karpackiego jest, zdaniem A. G a w ł a (1950), pochodzenia organicznego i detrytycznego.
O bserw acje rozmieszczenia spoiwa w apiennego w badanych seriach fli
szowych potw ierd zają w całej pełni te n pogląd. N ajobfitsze spoiwo w a pienne w y stęp u je w seriach piaskow cow ych zaw ierających w apienny d e-
try tu s organiczny i o k ru ch y skał w apiennych (na p rzykład piaskow ce pasierbieckie i osieleckie serii m agurskiej, piaskow ce krośnieńskie serii przedm agurskiej, dolne w arstw y godulskie gruboław icow e serii śląskiej).
N iew ątpliw ie obok zachow anych w iększych fragm entów w ap iennych skał i organizm ów redeponow any m a te ria ł klastyczny piaskowców o w apien
nym spoiwie obfitow ał w p elit w apienny.
Za pierw otnie d etry ty c zn y m c h a ra k terem spoiwa w apiennego p rze
m aw ia też częste w ystępow anie w apiennego spoiwa podstawowego, cał
kowicie izolującego poszczególne ziarna klastyczne piaskowca. P ow stanie ta k iej te k stu ry piaskow ca nie jest możliwe n a drodze w tórnego w y tr ą cania spoiwa w apiennego, co podkreślają A. V. C a r o z z i (1960) i D. J.
S t a n l e y (1961) oraz M. R e c h F r o l i o (1958). Również sposób w y stępow ania d e try tu s u organicznego i otw ornic w ap iennych p rzem aw ia przeciw ko in filtra cy jn e m u pochodzeniu spoiwa w apiennego.
P ierw o tn y d etry ty c zn y c h a ra k te r spoiwa w apiennego uległ najczęściej zatarciu w skutek rekrystalizacji. N ajw yraźniej m ożna dostrzec p ie rw o tn y d etry ty czn y c h a ra k te r w apiennego spoiwa w piaskow cach w a rstw kroś
nieńskich serii przedm agurskiej.
Rozmieszczenie spoiwa w apiennego i m a trix detry ty czn ej w ławicach, w któ ry ch w y stę p u ją te dw a ty p y spoiwa, w ytłum aczyć m ożna w św ietle powyższych uw ag różnicą w stopniu rozdrobnienia pierw otnie d etry ty c z
nego spoiwa w apiennego i m a trix d e try ty czno-miko wo-iłowe j . Jeśli d e- t r y t u s w apienny był m niej rozdrobniony niż m a trix , osadzał się w dolnej części ławicy, w p rzypadku przeciw nym koncentrow ał się w stro p ie ławicy.
K rzem ionkow e spoiwo rozw ija się najsilniej w piaskow cach drobno
ziarnistych, a w ław icach frakcjonalnie w arstw ow anych k o n ce n tru je się w stropie ławic. P odobne rozmieszczenie spoiwa krzem ionkowego w p ia skowcach fliszow ych K a rp a t opisał A. G a w e ł (1950); Zdaniem A. G a w - ł a krzem ionka u w alniana jest z najdrobniejszych fra k cji iłow ych i po
chodzi z łupków przekładających się z piaskowcam i. W ydaje się p raw d o podobne, że krzem ionka może pochodzić też z rozdrobnionego p elitu iłowego zaw artego w ławicy piaskowca, gdyż pew ne ilości spoiwa k rze
m ionkowego są zwykle obecne w ławicach zaw ierających m a trix d e try - tyczno-iłową.
K rzem ionka jest też, jak się w ydaje, uw alniana podczas korozji ziarn k w arcu przez kalcytow e spoiwo. W badanych seriach fliszowych K a rp a t Zachodnich przew aża kw arcow e spoiwo regeneracyjne, natom iast spoiwo chalcedonow e w y stęp u je rzadko i tylko w niew ielkich ilościach. N ajobfit
sze w ystępow anie spoiwa chalcedonowego zaobserw ow ano w piaskow cach m agurskich, zajm ujących pozycję w stropie najw yższej płaszczow iny fli
szowej K arpat. B rak większych ilości spoiwa chalcedonowego w seriach piaskow cow ych zajm ujących niższe pozycje stratygraficzne i stru k tu ra ln e m oże być zw iązany z w iększym i ciśnieniam i oddziałującym i n a te serie piaskowców.
K L A SY FIK A C JA PIASKOW CÓW
Zmienność składu m ineralnego piaskow ców związana, jak to w ykazano w yżej, z w ielkością ziarna u tru d n ia w znacznym stopniu klasyfikację.
P rz y stosow aniu pro jek cji tró jk ą tn e j n aw et w przy p ad k u użycia pro sty ch schem atów klasyfikacyjnych p u n k ty p ro jekcyjne rozkładają się zazwyczaj w kilku polach klasyfikacyjnych (A. Ś l ą c z k a i R. U n r u g , 1966). N a
w e t w p rzypadku próbek pochodzących z te j sam ej ławicy frakcjonalnie w arstw ow anej zm ienność składu zw iązana jest z wielkością ziarna i u n ie
możliwia jednoznaczne zaklasyfikow anie piaskowca, n a co zwrócili o stat
nio uw agę M. K a m i e ń s k i , Cz. P e s z a t i J. R u t k o w s k i (1967) i H. O k a d a (1966). R ozrzut p u n k tó w p ro jek cy jn y ch jest w yraźnie m n ie j
szy w przypadku drobnoziarnistych piaskowców o m a ły m zakresie zm ien
ności średnicy ziarna, natom iast źle w ysortow ane piaskowce cechuje duża zm ienność składu m ineralnego.
Zagadnienie klasyfikacji piaskowców m a ogrom ną lite ra tu rę , której niepodobna tu bliżej om aw iać ze w zględu na rozm iary niniejszej pracy.
W polskiej lite ra tu rz e obszerny przegląd starszych klasyfikacji piaskow ców podaje M. T u r n a u - M o r a w s k a (1954). Mówiąc ogólnie wyróżnić m ożna dwa główne typy klasyfikacji: klasyfikacje genetyczne i k la sy fi
kacje opisowe. Dotychczasowe pró b y stw orzenia genetycznej klasyfikacji piaskowców nie dały zadow alających rezultatów . P roces tw o rzen ia się piaskowców jest złożony i uzależniony od różnorodnych czynników, k tó ry c h nie m ożna uw zględnić w klasyfikacji dostatecznie ogólnej, aby m ogła znaleźć szerokie zastosowanie. Z drugiej strony w k lasyfikacjach
gene-tycznych w pływ poszczególnych procesów w spółdziałających w przebiegu petrogenezy piaskowców jest przedm iotem in te rp retacji, z k tó ry c h tru d n o je st w yelim inow ać całkowicie subiektyw ne podejście. W o statn ich la tac h zaznacza się silna te n d en cja do stosow ania klasyfikacji opisowych, choć o p arty ch n a k ry te ria c h istotnych ze w zględu na genezę piaskowców, i do m aksym alnego uproszczenia klasyfikacji (F. J. P e 11 i j o h n, 1954; R. H.
D o t t, 1964).
Q
Fig. 9. Skład p ia sk o w có w w a r stw godulskich. Q — kwarc; R + M — okruchy skał i łyszczyki; F — skalenie; 1 — dolne w a rstw y godulskie gruboław icow e; 2 — dolne w a rstw y god u lskie cien k oław icow e; 3 — środ k ow e w a rstw y godulskie; 4 — górne w a r stw y god u lskie gruboław icow e; 5 — górne w a r stw y god u lsk ie cien k oław icow e;
6— górne w a r stw y godulskie, zlep ień ce z M alin ow sk iej S k ały
Fig. 9. C om position of 'the d etrital fram ew ork o f sandstones of th e G odula beds.
Q — quartz; R + M — rock fragm en ts and m icas; F — feldspars; 1 — L o w er Godula beds, th ick-bedded; 2 — L o w er Godula beds th in bedded; 3 — M iddle G odula beds;
4 — U pper G odula beds, thick -b ed d ed ; 6 — U pper Godula beds, thin-toedded; 6 — U pper G odula beds, M alin ow sk a S k ała conglom erates
W p racy niniejszej p rzy ję to d la scharakteryzow ania badanych piaskow ców fliszowych opisowy schem at k lasyfikacyjny R. H. D o 11 a (1964), stanow iący uproszczoną w ersję klasyfikacji C. M. G i l b e r t a (H. W i l l i a m s , F. J. T u r n e r i C. M. G i l b e r t , 1|954). K lasyfikacja G i l b e r t a b y ła już stosow ana w polskiej lite ra tu rz e przez T. W i e s e r a (1963).
K lasyfikacja D o 11 a bierze pod uw agę d w a k ry te ria : pierw sze sta now ią stosunki ilościowe pom iędzy głów nym i składnikam i okruchow ym i skały: kw arcem , skaleniam i i okrucham i skał łącznie z łyszczykam i, d r u gie — typ i zaw artość spoiwa. Na podstaw ie pierwszego k ry te riu m w yróż
nia się: piaskowce kw arcow e (powyżej 80% zaw artości kw arcu), piaskow ce skaleniow e (skalenie przew ażają n ad okrucham i skał i łyszczykami) i p ia skowce litoklastyczne (okruchy skał i łyszczyki p rzew ażają nad skalenia
mi). Piaskow ce o zaw artości m a trix pow yżej 10% określane są jako waki, piaskowce o m niejszej zaw artości m a trix i o spoiwie innym niż m a trix
a
Fig. 10. Skład p ia sk o w c ó w i żw iro w có w ilastych w a rstw istebniańskich. Q — kw arc;
R + M — okruchy sk a ł i łyszczyki; F — sk alenie; 1 — dolne w a rstw y isteb n ia ń sk ie p ia sk o w ce gru b oław icow e; 2 — d oln e w a r stw y isteb n iań skie, żw iro w ce ilaste; 3 — dolne w a r stw y isteb n ia ń sk ie p ia sk o w c e cien k oław icow e; 4 — górne p ia sk o w c e is te b
n iań skie
Fig. 10. C om position o f th e detrital fram ew ork of th e sandstones and pebbly m u d ston es of th e Istebna beds. Q — quartz; R + M — rock fragm en ts and m icas;
F — feldspars; 1 — L o w er Iste b n a beds, thick^bedded sandstones; 2 — L o w er Is'tebna beds, p ebbly m udstones; 3 — L ow er Istebna beds', th in -b ed d ed sandstones;
4 — U pper Istebn a sandstones
Q
Fig. 11. Skład p ia sk o w có w p a leo g en u serii śląskiej. Q — kwarc; R + M — okruchy sk ał i łyszczyki; F — sk alenie; 1 — p iask ow ce ciężkow ickie; 2 — w a r stw y h iero g lifo w e; 3 — w a r s tw y m en ilito w e, p ia sk o w c e spągow e; 4 — p ia sk o w ce gródeckie;
5 — w a r stw y k ro śn ień sk ie
Fig. ill. C om position of th e d etrital fram ew ork of P a la eo g en e sandstones of th e S ilesia n series. Q — quartz; R + M — rock fragm en ts and m icas; F — feldspars;
1 — C iężkow ice sandstones; 2 — H ieroglyp h ic beds; 3 — M en ilite beds, b a sa l sandstones; 4 — Gródek sands'tones; 5 — K rosno beds
9 R o czn ik Geologiczny to m XXX VIII
określane są jako aren ity . Należy podkreślić, że k lasyfikacja o p a rta n a typie i zaw artości spoiwa m a znaczenie tylko opisowe.
S tosunki ilościowe pom iędzy głów nym i składnikam i okruchow ym i b a danych piaskowców fliszowych przedstaw ione są n a fig. 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15 i 16. K lasyfikację piaskowców o p a rtą o omówione w yżej k ry te ria przedstaw ia tabela 3.
Q
Fig. 12. Skład p ia sk o w có w serii przedm agurskiej. Q — kw arc; R + M — okruchy skał i łyszczyki; F — sk alen ie; 1 — w a r stw y b io ty to w o -sk a len io w e ; 2 — w a r stw y
k rośn ień sk ie
Fig. 12. C om position of the detrital fram ew ork of san dston es of th e Fore-M agura series. Q — quartz; R + M — rock fragm en ts m icas; F — feldspars; 1 — B io
tite--feld sp a r beds; i2 — Krosno beds
Q
Fig. 13. Skład p ia sk o w có w serii m agurskiej. Q — kw arc; R + M — okruchy skał i łyszczyki; F — sk alen ie; il — w a r stw y b io ty to w o -sk a len io w e; i2 — w a r stw y in o -
ceram ow e gruboław icow e; 3 — w a r stw y inoceram ow e cien k o ła w ico w e
Fig. 13. C om position of th e de'trital fram ew ork o f sandstones of th e M agura series.
Q — quartz; R + M — rock fragm en ts and m icas; F — feldspars. 1 — B iotite feld sp ar beds; 2 — Inoceram ian beds, th ick-bedded; 3 — Inoceram ian beds, thin
bedded
N a podstaw ie przeprow adzonej klasyfikacji piaskowców fliszu K a rp a t Z achodnich sform ułow ać m ożna dwa w nioski ogólne:
D la fliszu karpackiego ch a rak tery sty czn a jest w ielka różnorodność p e
trograficzn a piaskowców. R eprezentow ane są zarów no waki, ja k i a re n ity kwarcow e, skaleniowe, litoklastyczne i mikowe. W litoklastycznych odm ia
nach piaskowców fliszowych dominować może m a te ria ł pochodzący ze
Q
Fig. 14. Skład p ia sk o w c ó w serii m agurskiej. Q — kw arc; R + M — okruchy sk ał i łyszczyki; F — sk alen ie; 1 — p iask ow ce z M utnego; 2 — p iask ow ce ciężkow ickie;
3 — p ia sk o w ce z p strych łu p k ó w eocenu
Fig. 14. C om position of th e d etrital fram ew ork of sandstones of 'the M agura series.
Q — quartz; R + M — rock fra g m en ts and m icas; F — feldspars. 1 — M u tn e sandstones; 2 — C iężk ow ice sandstones; 3 — san d ston es from th e E ocene variegated
sh ales
Q
Fig. 15. Skład p iask ow ców serii m agurskiej. Q — kw arc; R + M — okruchy skał i łyszczyki; F — sk alenie; 1 — p ia sk o w ce pasierbieckie; 2 — p ia sk o w ce osieleck ie;
3 — górne p ia sk o w c e p asierb ieck ie
F ig. .15. C om position of th e detrital fram ew ork of sandstones of th e M agura series.
Q — quartz; R + M — rock fragm en ts and m icas; F — feldspars. 1 — Pasierbiec sandstones; 2 — O sielec sandstones; 3 — U pp er P asierb iec sandstones
Klasyfikacjapiaskowców A — arenity, W — waki Classification of sandstones A — areniteis,W — wackes