Charakterystyka i geneza wêglanowych zlepieñców œródformacyjnych
Aleksandra Vierek*
Wêglanowe zlepieñceœródformacyj-ne, zbudowane najczêœciej z p³askich, wyd³u¿onych i lekko obtoczonych intra-klastów, wystêpuj¹ zarówno we wspó³-czesnych, jak i kopalnych facjach wêgla-nowych (Whisonant, 1987). Wed³ug Flü-gela (2004) ich obecnoœæ jest jednym ze wskaŸników facjalnych wêglanów depo-nowanych na równi p³ywowej. WyraŸna imbrykacja wyd³u¿onych intraklastów jest œwiadectwem dzia³ania epizodycznych, krótkotrwa³ych, ale pozostawia-j¹cych znacz¹ce cechy sedymentacyjne, zdarzeñ, takich jak burze, sztormy czy osuwiska (Flügel, 2004). Na przyk³ad w czasie sztormu w strefie litoralnej dochodzi do erozyjnego rozrywania laminatów i tworzenia zlepieñców typu flat-peb-ble (tzn. zbudowanych z p³askich otoczaków). Ich cechy teksturalne, m.in. rozmiar, wysortowanie, obtoczenie i iloœæ matriksu zale¿¹ od prêdkoœci przep³ywu transportowanego materia³u i odleg³oœci od obszaru Ÿród³owego (Flügel, 2004). Podczas transportu materia³ wêglanowy ulega stopniowemu sortowaniu i proporcjonalnie zmniejsza siê w nim iloœæ matriksu. Im wiêksza by³a prêdkoœæ transportu, tym wiêksze otoczaki wystêpuj¹ w zlepieñcu.
Zlepieñce œródformacyjne s¹ znajdowane w wielu œro-dowiskach, zarówno kopalnych, jak i wspó³czesnych, a ich geneza, przedstawiona w licznych publikacjach, jest bar-dzo ró¿norodna. Osady te powszechnie wystêpuj¹ w utwo-rach wêglanowych kambru i wczesnego ordowiku (Braun & Friedman, 1969; Markello & Read, 1981; Sepkoski, 1982; Dattillo, 1993). Pojawiaj¹ siê w utworach dewonu (Szulczewski, 1968, 1971; KaŸmierczak & Goldring, 1978; Narkiewicz, 1978), triasu (Wignall & Twitchett, 1999; Lehrmann i in., 2001) i jury (Bouchette i in., 2001; Kull-berg i in., 2001). Opisywane s¹ równie¿ ze wspó³czesnych œrodowisk supralitoralnych i pla¿owych (np. Sanderson & Donovan, 1974).
Charakterystyka zlepieñców œródformacyjnych Wykszta³cenie i charakterystyczne cechy teksturalne zlepieñców zale¿¹ od w³aœciwoœci osadu, z którego powsta³y, i mechanizmów je tworz¹cych. Ich wspóln¹ cech¹ jest obecnoœæ wielu p³askich i zazwyczaj mocno wyd³u¿onych intraklastów.
Grube (do 75 cm) warstwy kambryjskich zlepieñców z Montany charakteryzuj¹ siê zmiennym udzia³em grainsto-nowego matriksu i intraklastów (Pratt, 2002; Myrow i in., 2004). Miejscami ska³a ta ma zwarty a miejscami rozpro-szony szkielet ziarnowy. Zmienna jest równie¿ wielkoœæ klastów. W warstwach o niewielkim udziale klastów s¹ one drobne (do 20 mm d³ugoœci); w warstwach bogatych w klas-ty s¹ one p³askie, elipsoidalne, o d³ugoœci dochodz¹cej do 150 mm. Mniejsze klasty s¹ zazwyczaj obtoczone, wiêksze
— kanciaste. Klasty s¹ zbudowane z bardzo drobnoziarnis-tego grainstonu. W wiêkszoœci warstw otoczaki u³o¿one s¹ poziomo, równolegle do warstwowania. Myrow i in., (2004) zwraca uwagê na stosunkowo rzadkie, ale charakte-rystyczne, pionowe u³o¿enie otoczaków, pojawiaj¹ce siê w stropowych czêœciach warstw. Sporadycznie otoczaki roz-dzielone s¹ przez trombolity — formy mikrobialitów o nie-regularnej, cêtkowanej strukturze, tworzone przy udziale bakterii (Myrow i in., 2004). Jasne trombolitowe klasty, kopce lub formy bardziej wyd³u¿one znajduj¹ siê w stropo-wej czêœci lub, lokalnie, wewn¹trz warstw zlepieñców (Demicco, 1983; Koerschner & Read, 1989; Myrow i in., 2004). Mi¹¿szoœæ warstw zlepieñców zmienia siê obocz-nie; czêsto warstwy te ulegaj¹ rozcz³onkowaniu lub widocz-na jest ich amalgamacja (Koerschner & Read, 1989).
Kambryjskie zlepieñce zbudowane z p³askich otocza-ków opisywali m.in.: Sepkowski (1982 — utwory z Monta-ny, Wyoming i Po³udniowej Dakoty, USA), Demicco (1983 — Virginia, USA), Whisonant (1987 — po³udnio-wo-zachodnia Virginia, USA), Koerschner i Read (1989 — Virginia, USA) oraz Osleger i Read (1991 — ods³oniêcia w Tennessee i wschodniej Pensylwanii, USA).
W 1976 r. Jones i Dixon opisali górnosylurskie kalcy-rudyty z Archipelagu Arktycznego w Kanadzie, zbudowa-ne z nieregularnych, kanciastych intraklastów i obfituj¹ce w redeponowane szkielety p³ytkowodnych organizmów bentonicznych. Kszta³t i stopieñ obtoczenia klastów w tych zlepieñcach ró¿ni³ siê znacz¹co od opisanych wczeœniej cech zlepieñców z kambru i ordowiku.
Triasowe zlepieñce œródformacyjne, o odmiennej mor-fologii i wystêpuj¹ce w innych œrodowiskach, przedstawili m.in. Wignall i Twitchett (1999) oraz Chen i in. (1991). Zlepieñce opisywane z po³udniowych Chin powsta³y w œrodowisku zdominowanym przez sztormy, po³o¿onym miêdzy platform¹ wêglanow¹ a g³êbszym basenem sedy-mentacyjnym; natomiast triasowe zlepieñce w pó³nocnych W³oszech s¹ powszechn¹ facj¹ œrodkowej rampy wêglano-wej (Wignall & Twitchett, 1999). W platformowych zle-pieñcach dolnego triasu po³udniowych Chin powszechne jest pionowe u³o¿enie intraklastów — tzw. tekstura edgewise (Chen i in., 1991). Wiele zlepieñców ma normaln¹ gradacjê — ku stropowi przechodz¹ one w oosparyty z widocznym warstwowaniem kopu³owym. Zarówno wielkoœæ, rozmiesz-czenie, jak i sk³ad petrograficzny intraklastów zmieniaj¹ siê w zale¿noœci od œrodowiska ich depozycji. W p³ytszych œrodowiskach platformowych powsta³y zlepieñce zbudo-wane z otoczaków oosparytowych, mikrytowych lub kalka-renitowych, które najczêœciej s¹ przypadkowo zorientowane. Wystêpuj¹ce w nich izolowane, rozproszone, p³askie, mikrytowe intraklasty dochodz¹ do 50 cm d³ugoœci i 2 cm gruboœci; a bardziej okr¹g³e, kalkarenitowe intraklasty maj¹ 30–60 cm d³ugoœci i 10–20 cm gruboœci (Wignall & Twitchett, 1999). W triasowych zlepieñcach typu flat-peb-ble w pó³nocnych W³oszech (Wignall & Twitchett, 1999) klasty maj¹ niewielkie rozmiary (oœ a i b 1–150 mm, oœ c — 0,5–40 mm). Klasty rozmieszczone s¹ zazwyczaj luŸno i *Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska
nieregularnie; sporadycznie obserwowano uziarnienie frak-cjonalne.
Triasowe zlepieñce œródformacyjne powstawa³y rów-nie¿ w g³êbszym œrodowisku basenowym, przyk³adem mo¿e byæ formacja Feixianguan, profil Shangsi, S Chiny (Wignall & Twitchett, 1999). Warstwy zlepieñców, które powsta³y w tym œrodowisku, s¹ prze³awicone marglami i wapieniami, s¹ zbudowane z p³askich, mikrytowych intra-klastów o zaokr¹glonych krawêdziach, u³o¿onych zazwy-czaj poziomo. Intraklasty s¹ niewielkie: oœ a i b jest rzêdu 5–10 mm, oœ c — 1–2 mm. Niektóre warstwy zlepieñców œródformacyjnych (mi¹¿szoœci 10–50 cm) s¹ uziarnione frakcjonalnie i w stropie zakoñczone riplemarkami pr¹dowymi.
Z literatury znane s¹ równie¿ wyst¹pienia triasowych zle-pieñców œródformacyjnych w Pakistanie (Baud i in., 1989), cementowane wêglanem piaszczyste flat-pebble ze Spitsber-genu (Wignall i in., 1998) i zlepieñce o wyd³u¿onych, tablicz-kowych, wêglanowych intraklastach z zachodniej Kanady (Davies & Shervin, 1997).
W Polsce œródformacyjne zlepieñce wystêpuj¹ w dol-nym wapieniu muszlowym po³udniowej i zachodniej czê-œci obrze¿enia mezozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich (Bialik i in., 1972), w warstwach gogoliñskich ko³o Chrza-nowa (Chudzikiewicz, 1975) i w osadowej sukcesji wier-chowej Tatr (Kotañski, 1955; Piotrowski & Piotrowska, 2004). W warstwach gogoliñskich (dolny wapieñ muszlo-wy) wystêpuj¹ wapienne zlepieñce z³o¿one z dyskoidal-nych otoczaków o d³ugoœci do 25 cm. Otoczaki, zbudowane g³ównie z wapienia mikrytowego, tkwi¹ w organodetrytycznym spoiwie. Rozmieszczone s¹ hory-zontalnie, rzadziej chaotycznie, a sporadycznie mo¿na obserwowaæ u³o¿enie dachówkowe. Zdaniem Chudzikie-wicza (1975) dyskoidalny kszta³t intraklastów wskazuje, ¿e niszczony materia³ by³ dobrze skonsolidowany i praw-dopodobnie warstwowany.
Kullberg i in. (2001) szczegó³owo opisali jurajskie zle-pieñce sródformacyjne z Portugalii, wystêpuj¹ce w górnej czêœci wapieni i dolomitów Achada. Zlepieñce te tworz¹ regularne warstwy (30–80 cm mi¹¿szoœci) sk³adaj¹ce siê z obtoczonych, wyd³u¿onych, tabliczkowych klastów o roz-miarach 6 x 2 cm. Sporadycznie wystêpuj¹ w nich mniejsze klasty (< 1 cm), nazwane przez autorów mikrootoczakami. Podobnie jak we wczeœniej opisywanych zlepieñcach kam-bru i ordowiku, gêsto upakowane klasty s¹ kanciaste, nato-miast klasty luŸno rozmieszczone w matriksie s¹ s³abo obtoczone. Otoczaki maj¹ teksturê pelmikrytow¹ lub mikrytow¹, zbli¿on¹ do tekstury warstw le¿¹cych w sp¹gu zlepieñców. Mikrootoczaki rozmieszczone s¹ równolegle do warstwowania horyzontalnego lub rozrzucone przypad-kowo. Wiêksze, poziomo u³o¿one intraklasty wystêpuj¹ czêsto tylko w sp¹gowej czêœci warstw. Gruboœæ ³awic zle-pieñców oraz kszta³t i stopieñ obtoczenia klastów œwiadcz¹ o tym, ¿e niszczony, pierwotny materia³ wêglanowy by³ ju¿ skonsolidowany lub na wpó³skonsolidowany i cienko war-stwowany (Kullberg i in., 2001).
W latach 70. XX w. pojawi³y siê publikacje na temat dewoñskich zlepieñców œródformacyjnych wystêpuj¹cych na obszarze Polski (Szulczewski, 1968, 1971; KaŸmier-czak & Goldring, 1978; Narkiewicz, 1978). Opisane przez Szulczewskiego (1968, 1971) zlepieñce typu flat-pebble w osadach famenu i franu regionu kieleckiego i ³ysogórskie-go (ods³oniêcia: Kostom³oty, Czarnów i Górno) wystêpuj¹ w postaci regularnych warstw, dochodz¹cych nawet do 190 cm gruboœci, oddzielonych od warstw ni¿ejleg³ych p³ask¹ i
równ¹, bardzo rzadko erozyjn¹ powierzchni¹. Obecne w warstwach intraklasty, zbudowane z wapienia pelityczne-go, s¹ p³askie, dyskoidalne i dochodz¹ do 40 cm d³ugoœci. Zazwyczaj maj¹ s³abo zaokr¹glone krawêdzie, czêsto s¹ spêkane lub powyginane. U³o¿one s¹ równolegle do hory-zontalnego warstwowania, choæ niekiedy mog¹ byæ usta-wione d³u¿sz¹ osi¹ do góry. Bardziej szczegó³ow¹ charakterystykê i genezê górnodewoñskich zlepieñców œródformacyjnych z Gór Œwiêtokrzyskich (ods³oniêcie Kowala) przedstawili KaŸmierczak i Goldring (1978). Zle-pieñce te zbudowane s¹ z wielkich otoczaków, o d³ugoœci nawet do 60 cm i nieznacznej gruboœci (2 cm), o kszta³cie wyd³u¿onym, tabliczkowym i czêsto s³abo zaokr¹glonych krawêdziach. Klasty s¹ pelsparytowe lub pelmikrytowe — niekiedy delikatnie laminowane. Najwiêksze klasty gru-puj¹ siê w sp¹gu ³awic, co powoduje widoczn¹ w wielu warstwach gradacjê. Otoczaki wspó³wystêpuj¹ z bioklasta-mi pochodz¹cybioklasta-mi z trzech œrodowisk: 1) otwartomorskie-go, 2) fitogenicznych ³awic oraz 3) ograniczonych lagun. Œrodowiskiem depozycji tych zlepieñców by³a strefa subli-toralna.
We wschodnim obrze¿eniu Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego, w grubym kompleksie dewoñskich ska³ wêglanowych rozpoznano pojedyncze ³awice zlepieñca œródformacyjnego, spoczywaj¹ce erozyjnie na wapieniach marglistych (Narkiewicz, 1978). Mikrytowe intraklasty tych zlepieñców rozmieszczone s¹ w mikrytowo-marglis-tym tle skalnym. Kszta³ty intraklastów s¹ bardzo urozma-icone i w du¿ym stopniu zale¿ne od struktury erodowanych osadów; niekiedy wykazuj¹ deformacje plastyczne. Sto-pieñ upakowania klastów jest zmienny, od du¿ego przy braku t³a skalnego i czêstych kontaktach stylolitowych, do ma³ego, ze znaczn¹ iloœci¹ matriksu, w którym „p³ywaj¹” rozproszone klasty.
Górnodewoñskie zlepieñce œródformacyjne z Wietrzni i Kostom³otów
Autorka niniejszego opracowania analizowa³a wyst¹pie-nia zlepieñców sródformacyjnych w górnodewoñskich (dolny fran) osadach wêglanowych Gór Œwiêtokrzyskich. Zlepieñce œródformacyjne rozpoznano m.in.w warstwach z Wietrzni (kamienio³om Wietrznia, profil Wietrznia I wg Szulczewskiego, 1971) oraz z Kostom³otów, w ods³oniêciu w Mogi³kach (ryc. 1) . Gruboziarniste ³awice o mi¹¿szoœci od 6 do 41 cm s¹ zbudowane z zazwyczaj mocno wyd³u¿onych intraklastów i tworz¹ zlepieñce typu flat-pebble. Granice stropowe warstw zlepieñców s¹ ostre, a sp¹gowe ostre i erozyjne. Zauwa¿ono oboczne zmiany mi¹¿szoœci warstw oraz ich sporadyczn¹ amalgamacjê. Otoczaki buduj¹ce zlepieñce maj¹ przewa¿nie kszta³t tabliczkowy, s¹ p³askie i mocno wyd³u¿one (maksymalnie do 50 cm d³ugoœci i zaledwie 2–4 cm gruboœci). Granica miêdzy intraklastami a matriksem jest wyraŸna, spora-dycznie tylko zanotowano obecnoœæ otoczaków niezbyt ostro oddzielonych od t³a skalnego. W wiêkszych intrakla-stach zaobserwowano wyraŸn¹ laminacjê poziom¹. Czasa-mi widoczne s¹ równie¿ drobne spêkania lub wygiêcia. Czêœæ warstw zlepieñców zbudowana jest z bardzo drob-nych klastów (kilka–kilkanaœcie mm d³.), miêdzy którymi sporadycznie rozmieszczone s¹ wiêksze otoczaki (ryc. 2). Klasty drobniejsze maj¹ bardziej kuliste kszta³ty i roz-mieszczone s¹ chaotycznie, wiêksze s¹ wyd³u¿one, soczewkowe lub tabliczkowe i u³o¿one zazwyczaj równo-legle do warstwowania. W kilku warstwach zauwa¿ono
po³o¿enie klastów d³u¿sz¹ osi¹ do góry (ryc. 3), czyli tzw. teksturê edgewise. Stopieñ upakowania jest zmienny: gdy otoczaki s¹ mniejsze, osad ma zwarty szkielet ziarnowy, a gdy wiêksze i mocno wyd³u¿one — rozproszony szkielet ziarnowy. W przypadku gêstego upakowania kontakt miê-dzy klastami jest prosty, niekiedy przebiega wzd³u¿ styloli-tów. W obrêbie warstw zlepieñców nie zaobserwowano gradacji; w jednej tylko warstwie w Kostom³otach zauwa-¿ono s³abo zaznaczone odwrócone uziarnienie frakcjonal-ne.
W górnodewoñskich zlepieñcach œródformacyjnych z Wietrzni i Kostom³otów wyró¿niono dwie podobne do siebie mikrofacje: w pierwszej wiele ziaren kontaktuje wzd³u¿ mikrostylolitów, w drugiej stylolity nie wystêpuj¹. Zlepieñce te s¹ intrabiopelsparudytami — grainstone/rud-stone (sporadycznie condensed graingrainstone/rud-stone — wg Wright, 1992). W obrazie p³ytki cienkiej s¹ widoczne mocno wyd³u¿one, sp³aszczone intraklasty (ryc. 4), niekiedy z delikatn¹ laminacj¹ poziom¹ (ryc. 5). Granica miêdzy t³em skalnym a intraklastami jest bardzo urozmaicona —
miej-scami wyraŸna, erozyjna, ze s³abym reliefem, miejmiej-scami nieostra, rozmyta, a niekiedy podkreœlona obecnoœci¹ mikrostylolitów. Intraklasty s¹ zbudowane z mikrytu lub mikrosparytu i zawieraj¹ do 10% sk³adników ziarnistych — g³ównie peloidy (0,035–0,23 mm) i sferyczne kalcysfe-roidy (0,094–0,33 mm). T³o skalne jest zbudowane ze spa-rytu, du¿ej iloœci bioklastów i peloidów (ryc. 4, 5). S¹ to g³ównie liliowce o ró¿nych wymiarach (0,08–7,68 mm), rzadziej, u³o¿one wklês³¹ stron¹ ku górze skorupki ramie-nionogów (do 8,63 mm), fragmenty trylobitów, pojedyn-cze kolonie mszywio³ów, sporadycznie korale Rugosa i Tabulata oraz glony zielenice Jansaella ridingi. Miejscami bogaty zespó³ kalcysferoid (0,07–1,2 mm) tworz¹ Archae-osphaera, Archaelagena, Bisphaera malevkensis, Corbiel-la i Parastegnammina (Racki & Soboñ-Podgórska, 1992). Mo¿na te¿ znaleŸæ pojedyncze Moravamminidy (?) o d³ugoœci 0,73 mm i szerokoœci 0,23 mm oraz sinice Renal-cis. Peloidy (stanowi¹ce do 30% t³a skalnego) reprezento-wane s¹ przez drobne skupienia mu³ów i grudki fekalne (0,023–0,058 mm), pseudoooidy (0,082–0,117 mm) oraz KOSTOM£OTY
ŒLUCHOWICE
WIETRZNIA
KIELCE
dolny paleozoik dolny i œrodkowy dewon górny dewon karbon pokrywa powaryscyjska 0 1 2 3 4 5km ANTYKLINA DYMIÑSKA ANTYKLINA CHÊCIÑSKA ANTYKLINA £YSOGÓRSKA
¬
Ryc. 1. Mapa geologiczna zachodniej czêœci
Gór Œwiêtokrzyskich (wg Szulczewskiego, 1971) z zaznaczonymi miejscami badañ (kamienio³om Wietrznia i kamienio³om Mogi³ki w Kostom³otach)
2,5 cm
2,5 cm
Ryc. 2.. Fragment ³awicy zlepieñca œródformacyjnego w Kostom³otach.
Widoczne dwa litologiczne typy intraklastów: drobniejsze, bardziej kuliste, rozmieszczone chaotycznie oraz typowy klast mikrytowy, mocno wyd³u¿ony, o subhoryzontalnej orientacji
Ryc. 3. £awica zlepieñca œródformacyjnego w Kostom³otach. Intraklasty
u³o¿one d³u¿sz¹ osi¹ pod k¹tem do warstwowania
grudki agregacyjne (0,11–0,15 mm). Dewoñskie zlepieñce œródformacyjne z Wietrzni i Kostom³otów s¹ s³abo wysor-towane i zazwyczaj mocno scemenwysor-towane.
Geneza zlepieñców œródformacyjnych
Zlepieñce typu flat-pebble powstawa³y w rozmaitych œrodowiskach sedymentacyjnych. Wielu autorów wi¹¿e ich genezê ze sztormami (m.in. Chudzikiewicz, 1975; Jones & Dixon, 1976; KaŸmierczak & Goldring, 1978; Narkiewicz, 1978; Seilacher, 1991; Sepkowski i in., 1991). Sepkowski (1982) uwa¿a, ¿e do powstania zlepieñców przyczyniaj¹ siê:
epizodyczna depozycja i szybka, podmorska cementa-cja cienkich, przepuszczalnych warstw wêglanowych, prze³awiconych warstwami marglisto-ilastymi; erozja i przerobienie tabularnych klastów przez silne
fale sztormowe.
Dzia³aniu silnych fal sztormowych mo¿na przypisaæ pionowe lub prawie pionowe u³o¿enie intraklastów. Przy za³o¿eniu sztormowego pochodzenia ³awic zlepieñców œródformacyjnych ³atwo mo¿na wyt³umaczyæ œlady znacz-nej erozji, widoczne w sp¹gowej czêœci tych warstw. Znacz¹c¹ cech¹ p³ytkowodnych osadów sztormowych (tempestytów) jest obecnoœæ ró¿nej mi¹¿szoœci warstw muszlowców, zwarty szkielet ziarnowy, gradacja oraz struktury typu warstwowania kopu³owego i amalgamacja warstw (Aigner, 1985). W warstwach zlepieñców cechy te wystêpuj¹ z ró¿nym nasileniem. KaŸmierczak & Goldring (1978) wskazuj¹ na znaczny rozmiar otoczaków oraz z³o¿on¹ naturê otaczaj¹cego je matriksu, sugeruj¹c, ¿e gór-nodewoñskie zlepieñce z Gór Œwiêtokrzyskich mog³y powstaæ w wyniku oddzia³ywania fal sztormowych lub nawet fal tsunami. Myrow i in. (2004), na podstawie anali-zy kambryjskich utworów z formacji Snowy Range (Mon-tana), przedstawi³ model powstawania zlepieñców na skutek przemywania i przerabiania wêglanów przez fale sztormo-we (ryc. 6). Wed³ug tego modelu poni¿ej normalnej
podsta-Ryc. 4. Zlepieniec œródformacyjny; kamienio³om Wietrznia, próba
V/37. Brachiopodowo-krynoidowy intrabiopelsaprudyt z widocz-nym, poziomo po³o¿owidocz-nym, mikrytowym intraklastem
Ryc. 5. Zlepieniec œródformacyjny; kamienio³om Wietrznia, próba E
52. Brachiopodowo-krynoidowy intrabiopelsparudyt; u do³u intra-klast z widoczn¹ laminacj¹ poziom¹, zaburzon¹ przez bioturbacje
Faza I: przedsztormowa
Faza II: wczesny sztorm
Faza III: póŸny sztorm
Faza IV: po sztormie
normala podstawa falowania normalna aktywnoϾ falowania falow ani ew czasie sztor m u
kierunek transportu osady pelagiczne wêglany p³ytkowodne detrytus szkar³upniowy
Ryc. 6. Model tworzenia zlepieñców œródformacyjnych przez fale
wy falowania rozwijaj¹ siê szkar³upnie (faza I). Nastêpnie silne fale sztormowe, siêgaj¹ce g³êbiej ni¿ normalna pod-stawa falowania, krusz¹ szkielety szkar³upni i transportuj¹ bioklasty w kierunku brzegu — jednoczeœnie eroduj¹ i przerabiaj¹ materia³ wêglanowy na linii brzegowej i uru-chamiaj¹ sp³yw kohezyjny (faza II). W fazie III pokruszo-ne osady z linii brzegowej, wymieszapokruszo-ne z rumoszem szkar³upniowym, s¹ deponowane w jednej masie sp³ywu jako zlepieñce o subhoryzontalnej orientacji klastów i gru-bym, bioklastycznym matriksie. W IV, posztormowej fazie dochodzi do kolonizacji twardego dna i ponownego rozwo-ju szkar³upni.
Omawiaj¹c genezê zlepieñców œródformacyjnych nale¿y zwróciæ uwagê na wspó³wystêpuj¹ce ze zlepieñcami trom-bolity. Trombolity s¹ tworzone przez bakterie rozwijaj¹ce siê w p³ytkich wodach strefy fotycznej, zapewniaj¹cych bakteriom odpowiedni¹ temperaturê i dostateczn¹ iloœæ œwiat³a (Osleger & Read, 1991; Saltzman, 1999). Wed³ug Koerschnera & Reada (1989) wzrost trombolitów odbywa siê œrodowiskach wysokoenergetycznych, w wodach o g³êbokoœci do 1 m. Warstwy trombolitów bardzo czêsto
pokrywaj¹ zlepieñce œródformacyjne. Zgodnie z tym oraz stosownie do modelu Saltzmana (1999) wzrost tromboli-tów odbywa siê w œrodowisku p³ytszym ni¿ to, w którym powstawa³y opisywane przez Pratta (2002) kambryjskie zlepieñce œródformacyjne, czyli oko³o sztormowej podsta-wy falowania.
Nie tylko sztormy mog¹ byæ przyczyn¹ utworzenia zle-pieñców œródformacyjnych. Pratt (2002) uwa¿a, i¿ wystê-powanie sztormów mo¿e nie byæ uwarunkowane
klimatycznie oraz ¿e wyst¹pienia zlepieñców wêglanowych s¹ du¿o rzadsze ni¿ tempestytów klastycznych, co wskazuje na relatywnie spora-dyczne zdarzenia, daleko rzadsze ni¿ spodziewa-ne sztormy. Dlatego te¿ wed³ug Pratta (2002) kambryjskie zlepieñce z Montany, zbudowane w wiêkszoœci z kanciastych i spêkanych, chaotycz-nie rozmieszczonych intraklastów, wskazuj¹cych na wysoki stopieñ przemycia osadu, powstawa³y w wyniku oddzia³ywania fal tsunami. Silne fale tsunami siêgaj¹ g³êbiej ni¿ fale sztormowe (Cole-man, 1968), dlatego mog¹ siê przyczyniæ do powstania zlepieñców typu flat-pebble, czyli osa-dów zdarzeniowych o wyj¹tkowym znaczeniu, i zapocz¹tkowania erozji œródformacyjnej, nawet poni¿ej sztormowej podstawy falowania. Pratt (2001) opisa³ wêglanowe, niskoenergetyczne tempestyty z charakterystycznym warstwowa-niem kopu³owym (Formacja Helena, zachodnia
czêœæ Ameryki Pó³nocnej), utworzone poni¿ej sztormowej podstawy falowania, na g³êbokoœci oko³o 50 m. Ich powstanie wi¹¿e on z dzia³aniem fal tsunami.
Fale tsunami mog¹ byæ wywo³ane ró¿norodnymi czyn-nikami: podmorskimi, grawitacyjnymi ruchami masowymi, podmorsk¹ aktywnoœci¹ wulkaniczna lub wstrz¹sami sej-smicznymi. Tinti (1987 [In:] Kullberg i in., 2001) podkreœ-la, ¿e nie jeden z wy¿ej wymienionych impulsów, ale ich wspó³dzia³anie mo¿e zapocz¹tkowaæ fale tsunami, st¹d relatywna rzadkoœæ tworzenia warstw zdarzeniowych. Pratt (2002) przedstawia dzia³anie kolejnych czynników i mechanizmów odgrywaj¹cych rolê w procesie powstawa-nia zlepieñców zbudowanych z p³askich otoczaków (ryc. 7). Sytuacj¹ wyjœciow¹ (A) jest sztormowa depozycja gru-boziarnistych osadów prze³awiconych drobnoziarnistymi osadami hemipelagicznymi. Osady wapienne ulegaj¹ wstêpnej lityfikacji i cementacji (B). Dzia³aj¹ce w póŸniejszym cza-sie fale, wywo³ane wstrz¹sami sejsmicznymi, rozrywaj¹ scementowane warstwy wêglanowe (C). Os³abione w ten sposób osady s¹ przemywane przez fale tsunami i depono-wane w postaci zlepieñców (D).
Podwodna aktywnoœæ sejsmiczna nie musi wywo³ywaæ fal tsunami, ale jej dzia³anie mo¿e byæ wystarczaj¹ce do zainicjowania podwodnych zeœlizgów, daj¹cych pocz¹tek depozycji flat-pebble. W ten w³aœnie sposób zosta³a wyjaœ-niona geneza jurajskich zlepieñców z Portugalii (Kullberg i in., 2001). Proponowany przez autorów (ryc. 8) trójstop-niowy mechanizm powstawania zlepieñców obejmowa³: 1) zró¿nicowan¹ lityfikacjê cienkich, pozbawionych
bio-A B C D
sztormowa depozycja gruboziarnistych osadów prze³awiconych drobnoziarnistymi
osadami hemipelagicznymi
wstêpna lityfikacja i cementacja warstw osadów wapiennych
pêkanie i rozrywanie scementowanych warstw wêglanowych
wywo³ane trzêsieniami ziemi
powstawanie intraklastów w wyniku dzia³ania fal tsunami
na spêkane osady
Ryc. 7. Proces powstawania zlepieñców œródformacyjnych, obejmuj¹cy synsedymentacyjn¹ cementacjê drobnoziarnistych piasków lub
wapiennych tempestytów, spêkania spowodowane trzêsieniami ziemi oraz dzia³anie fal tsunami (Pratt, 2002)
zró¿nicowana lityfikacja wstrz¹sy sejsmiczne zeœlizgi grawitacyjne 1 2 3
Ryc. 8. Mechanizm tworzenia zlepieñców œródformacyjnych obejmuj¹cy
zró¿nicowan¹ lityfikacjê, wstrz¹sy sejsmiczne i póŸniejsze zeœlizgi grawita-cyjne (wg Kullberga i in., 2001)
turbacji warstw wêglanowych i warstw marglisto-ilastych; 2) potrzaskanie warstw wêglanowych przez wstrz¹sy sej-smiczne; 3) grawitacyjny zeœlizg pokruszonych fragmen-tów, wymieszanych i rozrzuconych w matriksie. Horyzonty zlepieñców by³y rezultatem zdarzeñ, które wystêpowa³y miêdzy faz¹ niskiej aktywnoœci tektonicznej, identyfiko-wanej na podstawie mikrospêkañ, a pocz¹tkowym poru-szeniem na wpó³skonsolidowanych osadów. Podobn¹ genezê dewoñskich zlepieñców œródformacyjnych przed-stawi³ Szulczewski (1968), ³¹cz¹c podwodne zeœlizgi z trzêsieniami ziemi wystêpuj¹cymi we wczesnej fazie oro-genezy waryscyjskiej.
Pr¹dy zawiesinowe oraz wysokoskoncentrowane sp³ywy generowane przez sztormy by³y wymieniane jako przyczyny powstania zlepieñców œródformacyjnych w po³udniowych Chinach i pó³nocnych W³oszech (Wignall & Twitchett, 1999). Myrow i in. (2004) uwa¿aj¹, ¿e domi-nuj¹ca w wielu warstwach pozioma orientacja klastów sugeruje transport przez gêste, lepkie sp³ywy, które mog¹ zachodziæ nawet poni¿ej normalnej podstawy falowania.
Szukaj¹c przyczyny powstania wêglanowych zlepieñ-ców zbudowanych z p³askich, wyd³u¿onych otoczaków, nale¿y zwróciæ uwagê na procesy zwi¹zane z niestatecz-nym warstwowaniem gêstoœciowym (D¿u³yñski, 1966). Analizuj¹c schematy przedstawione na ryc. 7 i ryc. 8 zauwa¿ymy, i¿ sytuacj¹ wyjœciow¹ do utworzenia zlepieñ-ców jest uk³ad warstw o ró¿nej gêstoœci, który mo¿e byæ czynnikiem przemieszczania siê materia³u z jednej war-stwy do drugiej. Wówczas do powstania zlepieñców typu flat-pebble wstrz¹sy sejsmiczne, fale tsunami czy zeœlizgi grawitacyjne nie s¹ konieczne. Bialik i in. (1972) opisywali zaburzenia synsedymentacyjne oraz zlepieñce œródforma-cyjne, które powsta³y dziêki odkszta³ceniom uk³adów o niestatecznym warstwowaniu gêstoœciowym. BodŸcem, który powodowa³ uruchomienie osadów znajduj¹cych siê w stanie równowagi nietrwa³ej, by³y pr¹dy denne.
Braun & Friedman (1969) sugerowali, ¿e zlepieñce powstawa³y w wyniku rozmywania wysychaj¹cych i stwardnia³ych mielizn. Wystêpowanie zlepieñców œródfor-macyjnych o tej genezie jest jednak ograniczone tylko do strefy supralitoralnej, a ich charakterystyczne cechy sedy-mentacyjne to: struktury fenestralne, znaczna porowatoœæ oraz obecnoœæ szczelin z wysychania.
Geneza zlepieñców œródformacyjnych z Wietrzni i Kostom³otów
Jak na tym tle mo¿na wyjaœniæ genezê zlepieñców œródformacyjnych z Wietrzni i Kostom³otów? Gruboziar-nistoœæ osadów oraz ich s³abe wysortowanie dowodz¹ sil-nej turbulencji wód (Whalen i in., 2002). Ostra i wyraŸna granica miêdzy t³em skalnym a intraklastami wskazuje na konsolidacjê utworów pod³o¿a (m.in. Radwañski, 1960), tym nie mniej sporadyczna obecnoœæ intraklastów niezbyt ostro oddzielonych od t³a œwiadczy o istnieniu osadów s³abiej skonsolidowanych.
Materia³ bioklastyczny tych zlepieñców pochodzi zarówno ze œrodowiska platformowego p³ytszych wód (korale Rugosa i Tabulata, struktury Renalcis, kalcysfery, glony zielenice), jak i ze sk³onu (krynoidy i ramienionogi) (Whalen i in., 2002). Wymieszanie sk³adników p³ytko- i g³êbokowodnych œwiadczy o ich redepozycji i du¿ej ener-gii przep³ywu wód w trakcie powstania osadów. S³abe wysortowanie i sporadycznie nieregularna orientacja
kla-stów wskazuje na transport przez pr¹dy kohezyjne (Einsele, 1991). Bioklasty i intraklasty zawieszone w ziarni-sto-mu³owcowym tle skalnym to jedna z wa¿niejszych cech sp³ywów kohezyjnych. Jednak w zlepieñcach z Wietrzni i Kostom³otów przewa¿a matriks sparytowy, przez co wyda-je siê, ¿e osad ten nie mia³ odpowiedniej dla sp³ywu spo-istoœci (kohezji) fazy rozpraszaj¹cej. Nietypowy dla osadów sp³ywów kohezyjnych jest te¿ czêsto obserwowany w tych ska³ach zwarty szkielet ziarnowy i równoleg³a orientacja d³u¿szych osi p³askich intraklastów (Be³ka & Skompski, 1988). Za to takie cechy, jak: chaotyczne, bez³adne u³o¿e-nie klastów, u³o¿e-niewielkie iloœci spoiwa, zmienna gruboœæ ³awic i brak wewnêtrznych struktur depozycyjnych prze-mawiaj¹ za transportem ziarnowym.
Du¿e rozmiary bioklastów i intraklastów lokalizuj¹ depozycjê tych wapieni w pobli¿u sztormowej podstawy falowania i wi¹¿¹ je z procesami sztormowymi. Równie¿ erozyjna podstawa warstw zlepieñców sugeruje wysoko-energetyczne warunki œrodowiska wodnego, typowe dla tempestytów (Aigner, 1985). Oboczne zmiany mi¹¿szoœci warstw oraz ich amalgamacja to kolejne cechy tempe-stytów (Einsele, 2000), obserwowane w omawianych zle-pieñcach. Sk³ad i cechy mikrofacjalne zlepieñców z Wietrzni i Kostom³otów oraz porównanie z opisywanymi w literaturze równowiekowymi osadami tego typu z Polski (Narkiewicz, 1978) i Niemiec (Devleeschouwer, 2002) pozwalaj¹ jako g³ówny, ale nie jedyny, czynnik erozji i transportu przyj¹æ sztormy i zaliczyæ zlepieñce typu flat-pebble do tempestytów proksymalnych. Tym niemniej czêœæ ³awic zlepieñców mog³a powstaæ w wyniku sp³ywu ziarnowego, zainicjowanego wczeœniejszymi warunkami sztormowymi.
Podsumowanie
Zlepieñce typu flat-pebble s¹ wa¿nym sk³adnikiem ska³ wêglanowych powsta³ych w ró¿nych kopalnych œro-dowiskach sedymentacyjnych. Stosunkowo rzadko ich nagromadzenia opisywane s¹ we wspó³czesnych œrodowi-skach supralitoralnych i pla¿owych (m.in. Sanderson & Donovan, 1974).
Geneza tych ska³ jest ró¿norodna i z³o¿ona. Jednak wiê-kszoœæ autorów opisuj¹cych proces tworzenia siê tych ska³ podkreœla znaczenie wczesnej lityfikacji, a nastêpnie erozji (Sepkoski, 1982; Koerschner & Read, 1989; Wignall & Twitchett, 1999; Kullberg i in., 2001; Pratt, 2002). Jedno-znacznie okreœlono tworzenie zlepieñców w warunkach wysokoenergetycznych, co w powi¹zaniu z wyj¹tkowo incy-dentalnym wystêpowaniem pozwala zaliczyæ te osady do warstw zdarzeniowych.
Depozycja wêglanowych zlepieñców zbudowanych z p³askich otoczaków jest rezultatem przerobienia czêœciowo zlityfikowanych, cienkich, wêglanowych warstw przez: 1) sztormy; 2) fale tsunami; 3) wstrz¹sy sejsmiczne; 4) sp³ywy grawitacyjne; 5) odkszta³cenia uk³adów o niestatecznym warstwowaniu gêstoœciowym oraz 6) rozmywanie wysy-chaj¹cych i stwardnia³ych mielizn.
Badane przez autorkê dolnofrañskie zlepieñce œródfor-macyjne z Wietrzni i Kostom³otów powsta³y prawdopo-dobnie w wyniku dzia³ania sztormów i czêœciowo sp³ywów ziarnowych, zainicjowanych przez sztormy.
Autorka sk³ada serdeczne podziêkowania mgr Ma³gorzacie Manowskiej z UŒ za pomoc w wykonaniu rysunków.
Literatura
AIGNER T. 1985 — Storm depositional systems. [In:] Lecture Notes in Earth-Science 3, Berlin-Springer.
BAUD A., MAGARITZ M. & HOLSER W.T. 1989 — Permian-Trias-sic of the Tethys: carbon isotope studies. Geol. Rund. 78:649–677. BE£KA Z. & SKOMPSKI S. 1988 — Mechanizm sedymentacji i pozycja facjalna wapienia wêglowego w po³udniowo-zachodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 8: 442–448.
BIALIK A., TRAMMER J. & ZAPAŒNIK T. 1972 — Synsedimentary disturbances in Middle Triassic carbonates of the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 22: 265–274.
BOUCHETTE F., SEGURET M. & MOUSSINE-POUCHKINE A. 2001 — Coarse carbonate breccia as a result of watervawe cyclic loading (Uppermost Jurassic and South-East Basin, France). Sedimen-tology, 48: 767–789.
BRAUN M. & FRIEDMAN G.M. 1969 — Carbonate lithofacies and environments of the Tribes Hill Formation (Lower Ordovician) of the Mohawk Valley, New York. Jour. Sedim. Petrol., 39: 113–135. CHEN L., LUO X. & XIAO J. 1991 — Early Triassic calcerous storm deposits in southeastern Hubei (in Chinese, English abstract). Sedim. Facies Palaeogeog., 11: 1–9.
CHUDZIKIEWICZ L. 1975 — Intraformational conglomerates in the Gogolin Beds (Middle Triassic, southern Poland). Ann. Soc. Geol. Pol., 45: 3–20.
COLEMAN P.J. 1968 — Tsunamis as geological agents. J. Geol. Soc. Aust., 15: 267–273.
DATTILLO B.F. 1993 — The Lower Ordovician Fillmore Formation of western Utah: storm dominated sedimentation on a passive margin. Brigham Young Univ. Geol. Stud., 39: 71–100.
DAVIES G.R. & SHERVIN M.D. 1997 — Productive dolomitised coquinal facies of the Lower Triassic Montney Formation, western Canada sedimentary basin. Core Conference Volume, CSPG-SEPM Joint Convection, Calgary: 257–276.
DEMICCO R.V. 1983 — Wavy and lenticular-bedded carbonate ribbon rocks of the Upper Cambrian Conococheague Limestone, Central Appalachians. Jour. Sedim. Petrol., 53: 1121–1132.
DEVLEESCHOUWER X., HERBOSCH A. & PRÉAT A. 2002 — Microfacies, sequence stratigraphy and clay mineralogy of a condensed deep-water section around the Frasnian/Famennian boundary (Stein-bruch Schmidt, Germany). Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol., 181: 171–193.
D¯U£YÑSKI S. 1966 — O strukturach sedymentacyjnych zwi¹zanych z niestatecznym uwarstwieniem gêstoœciowym. Rocz. PTG, 36: 3–21. EINSELE G. 1991 — Submarine Mass Flow Deposits and Turbidites. [In:] Einsele G., Ricken W. & Seilacher A. (eds), Cycles and Events in Stratigraphy. Berlin-Springer, 314–339.
EINSELE G. 2000 — Sedimentary Basin. Evolution, Facies and Sedi-ment Budget. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York. FLÜGEL E. 2004 — Microfacies of Carbonate Rocks. Analysis, Inter-pretation and Application. Springer.
FUTTERER E. 1982 — Experiments on the distinction of wave and cur-rent influenced shell accumulations. [In:] Einsele G. & Seilacher A. (eds), Cyclic and Event Stratification. Springer-Verlag Berlin, 174–179. JONES B. & DIXON O.A. 1976 — Storm deposits in the Read Bay Formation (Upper Silurian), Somerset Island, Arctic Canada. Jour. Sedim. Petrol., 46: 393–401.
KAMIERCZAK J. & GOLDRING R. 1978 — Subtidal flat-pebble conglomerate from the Upper Devonian of Poland: a multiprovenant high-energy product. Geol. Mag., 115: 359–366.
KOERSCHNER W.F. & READ J.F. 1989 — Field and modeling stu-dies of Cambrian carbonate cycles, Virginia Appalachians. Jour. Sedim. Petrol., 59: 654–687.
KOTAÑSKI Z.J. 1955 — Próba genetycznej klasyfikacji brekcji na tle badañ wierchowego Triasu Tatr. Rocznik PTG, 24: 63–104.
KULLBERG J.C., OLÓRIZ F., MARQUES B., CAETANO P.S. & ROCHA R.B. 2001 — Flat-pebble conglomerates: a local marker for Early Jurassic seismicity related to syn-rift tectonics in the Sesimbra area (Lusitanian Basin, Portugal). Sed. Geology, 139: 49–70. LEHRMANN D.J., WAN J., WEI J., YU Y. & XIAO J. 2001 — Lower Triassic peritidal cyclic limestone: an example of anachronistic carbo-nate facies from the Great Bank of Guizhou, Nanpanjiang Basin,
Guizhou province, South China. Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol., 173: 103–123.
MARKELLO J.R. & READ J.F. 1981 — Carbonate ramp to deeper shale shelf transitions of an Upper Cambrian intrashelf basin, Nolichu-ky Formation, Southwest Virginia Appalachians. Sedimentology, 28: 573–579.
MYROW P.M., TICE L., ARCHULETA B., CLARK B., TAYLOR J.F. & RIPPERDAN R.L. 2004 — Flat-pebble conglomerate: its multiple origins and relationship to metre-scale depositional cycles. Sedimento-logy, 51: 973–996.
NARKIEWICZ M. 1978 — Stratygrafia i rozwój facjalny górnego dewonu miêdzy Olkuszem a Zawierciem. Acta Geol. Pol., 28: 415–468.
OSLEGER D. & READ J.F. 1991 — Relation of eustasy to stacking patterns of meter-scale carbonate cycles, Late Cambrian, USA. Jour. Sedim. Petrol., 61: 1225–1252.
PIOTROWSKI J. & PIOTROWSKA K. 2004 — S³ownik jednostek litostratygraficznych Polski. T. III: Jednostki formalne mezozoiku i kenozoiku: T. Mardal (ed) Pañstw. Inst. Geol.
PRATT B.R. 2001 — Oceanography, bathymetry and syndepositional tectonics of a Precambrian intracratonic basin: integrating sediments, storms, earthquakes and tsunamis in the Belt Supergroup (Helena For-mation, ca. 1.45 Ga), western North America. Sed. Geology, 141–142: 371–394.
PRATT B.R. 2002 — Storms versus tsunamis: Dynamic interplay of sedimentary, diagenetic, and tectonic processes in the Cambrian of Montana. Geol. 30: 423–426.
RACKI G. & SOBOÑ-PODGÓRSKA J. 1992 — Givetian and Fra-snian calcareous microbiotas of the Holy Cross Mountains. Acta Pala-eo. Pol., 37: 256–289.
RADWAÑSKI A. 1960 — Osuwiska podmorskie w malmie i senonie mezozoicznego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich. Acta Geol. Pol., 10: 221–246.
SANDERSON D.J. & DONOVAN R.N. 1974 — The vertical packing of shells and stones on some recent beaches. Jour. Sedim. Petrol., 44: 680–688.
SALTZMAN M.R. 1999 — Upper Cambrian carbonate platform evolu-tion. Elvinia and Taenicephalus Zones (Pterocephaliid-Ptychaspid bio-mere boundary), northwestern Wyoming. Jour. of Sedim. Res., 69: 926–938.
SEILACHER A. 1991 — Events and their signatures — an overview. [In:] Einsele G. & Seilacher A. (eds), Cycles and Events in Stratigra-phy. Springer, Berlin, 222–226.
SEPKOSKI JR.,JJ 1982 — Flat-pebble conglomerates, storm deposits, and the Cambrian bottom fauna. [In:] Einsele G. & Seilacher A. (eds) Cyclic and Event Stratification. Springer-Verlag Berlin, 371–385. SEPKOSKI JR.,JJ., BAMBACH R.K. & DROSER M.L. 1991 — Secu-lar changes in Phanerozoic event bedding and the biological overprint. [In:] Einsele G. & Seilacher A. (eds), Cycles and Events in Stratigra-phy. Springer, Berlin, 298–312.
SZULCZEWSKI M. 1968 — Slump structures and turbidites in Upper Devonian limestones of the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 17: 304–326.
SZULCZEWSKI M. 1971 — Upper Devonian conodonts, stratigraphy and facial development in the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 21: 1–129.
WHALEN M.T., DAY J., EBERLI G.P. & HOMEWOOD P.W. 2002 — Microbial carbonates as indicators of environmental change and biotic crises in carbonate systems: examples from the Late Devonian, Alberta basin, Canada. Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol., 181: 127–151. WHISONANT R.C. 1987 — Paleocurrent and petrographic analysis of imbricate intraclasts in shallow-marine carbonates, Upper Cambrian, Southwestern Virginia. Jour. Sedim. Petrol., 57: 983–994.
WIGNALL P.B., MORANTE R. & NEWTON R. 1998 — The Per-mo-Triassic transition in Spitsbergen: ä13
Corgchemostratigraphy, Fe and
S geochemistry, facies, fauna and trace fossils. Geol. Mag., 135: 47–62. WIGNALL P.B. & TWITCHETT R.J. 1999 — Unusual intraclastic limestones in Lower Triassic carbonates and their bearing on the after-math of the end-Permian mass extinction. Sedimentology, 46: 303–316. WRIGHT V.P. 1992 — A revised classification of limestones. Sed. Geology, 76: 177–185.
Praca wp³ynê³a do redakcji 21.05.2005 r. Akceptowano do druku 16.05.2006 r.
