Literatura
BORÓWKA K. 1980 — Wspó³czesne procesy transportu i sedymenta-cji piasków eolicznych oraz ich uwarunkowania i skutki na obszarze wydm nadmorskich. Pr. Komis. Geogr. Geol. PTPN, 20: 126. GILLETTE D.A., HERBERT G., STOCKTON P.H. & OWEN P.R. 1996 — Causes of the fetch effect in wind erosion. Earth Surface Pro-cesses and Landforms, 21: 641–659.
RIABICHIN E.£. 1969 — Opyt raboty iz pieskou³owitielami w polowych us³owiach. Problemy Oswojenia Pustyñ, 3, Moskwa. ROTNICKA J. 2006 — Uziarnienie piasku w pionowym profilu strumienia wiatrowo-piaszczystego, NE wybrze¿e Brazylii [W:] Wysocka A. & Jasionowski M. (red.) Przebieg i zmiennoœæ sedymenta-cji w basenach przedgórskich. Materia³y konferencyjne POKOS’2, Zwierzyniec 20–23.06.2006: 156.
Geneza wapieni i cementów wêglanowych piaskowców
w kambrze obni¿enia ba³tyckiego
Magdalena Sikorska*
W utworach kambru z polskiej czêœci obni¿enia ba³tyc-kiego wapienie s¹ znane tylko z ich najwy¿szej czêœci. Reprezentuj¹ one asocjacjê facjaln¹ IV (Sikorska & Jawo-rowski, 2007) zaliczan¹ do kambru górnego, wykszta³con¹ w postaci czarnych i³owców bitumicznych z cienkimi prze-warstwieniami i soczewkami wapieni. S¹ to osady euksy-nicznego zbiornika morskiego i, prawdopodobnie, dystalnej rampy wêglanowej. Piaskowce wystêpuj¹ w dol-nym oraz œrodkowym kambrze i nale¿¹ g³ównie do asocja-cji I. Interpretowane s¹ jako szelfowe i brze¿ne piaski p³ywowe.
Badaniom poddano próbki wapieni oraz piaskowców z cementem wêglanowym pochodz¹ce z wierceñ wykona-nych w utworach morskiej oraz l¹dowej czêœci obni¿enia ba³tyckiego.
Wapienie w g³ównej mierze nale¿¹ do biosparytów z ró¿nym udzia³em szcz¹tków fauny, substancji organicz-nej, pirytu, fosforanów, ziaren detrytycznych. Ska³y te s¹ silnie zrekrystalizowane i ich pierwotna struktura uleg³a znacznemu zatarciu. W obrazach mikroskopowych zwra-caj¹ uwagê fragmenty ska³y (mikrosoczewki) o charakte-rystycznej budowie, z³o¿one z wyd³u¿onych kryszta³ów, niekiedy o „pierzastej” strukturze, którym towarzyszy znaczna iloœæ substancji organicznej. Wyniki badania kato-doluminescencyjnego (CL) ujawni³y pierwotn¹ strukturê wapieni. Na obrazach CL wyraŸnie widaæ szcz¹tki orga-niczne, pojedyncze ziarna ooidów, a przede wszystkim pasow¹ budowê wspomnianych wczeœniej „pierzastych” kryszta³ów kalcytu. Centra tych kryszta³ów maj¹ postaæ automorficzn¹ (heksagonaln¹), a wokó³ nich wystêpuj¹ kolejne pasy o zró¿nicowanej luminescencji. Zewnêtrzne partie maj¹ zwykle mniej regularn¹ formê i nosz¹ œlady rozpuszczania (por. Chafetz i in., 1985; Rossi & Canave-ras, 1999). Pomiêdzy opisywanymi kryszta³ami, w wol-nych przestrzeniach porowych, obficie wystêpuje materia organiczna. Wydaje siê, ¿e te oryginalne formy kalcytu tworzy³y siê w szczególnych warunkach, tzn. w mikro-obszarach, gdzie w wyniku obumierania organizmów i rozk-³adu czêœci miêkkich gromadzi³a siê substancja organicz-na. Teza ta jest szczególnie prawdopodobna w przypadku wspó³wystêpowania pseudomorfoz kalcytowych po
siar-czanach (Bodzioch, 2005), których obecnoœæ zosta³a ujaw-niona na obrazach CL. Krystalizacja siarczanów by³a zwi¹zana z procesem rozk³adu czêœci miêkkich organi-zmów, które stanowi³y Ÿród³o siarki.
Wyniki analiz sk³adu izotopowego wêgla i tlenu górno-kambryjskich wapieni w zasadniczy sposób ró¿ni¹ siê od analogicznych wyników w cementach wêglanowych kam-bryjskich piaskowców. Œrednia wartoœæd13C w wapieniach wynosi -2,30‰ (od -6,89 do 0,43‰), natomiast œrednia wartoœæ d18O to -8,06‰ (od -8,83 do -6,67‰). Rezulta-tem identycznych badañ cementów wêglanowych s¹ war-toœci:d13
C = -8,62 (od -13,64 do -2,72‰) id18
O = -13,90‰ (od -17,17 do -7,70‰). Otrzymane dane wskazuj¹ na pier-wotny charakter wapieni, w których, mimo kambryjskiego wieku, nie nast¹pi³a istotna zmiana sk³adu izotopowego wêgla. By³o to mo¿liwe, gdy¿ badane wapienie stanowi¹ izolowane formy w obrêbie facji ilastych ³upków bitumicz-nych.
Temperatura tworzenia siê wapieni, wynikaj¹ca z otrzymanych wartoœcid18O, przy za³o¿eniud18O dla wody morskiej w kambrze od -7 do -6‰SMOWwaha siê pomiêdzy
24,8°C a 19,6°C.
Tworzenie siê cementów wêglanowych w piaskowcach jest zwi¹zane z póŸnym etapem diagenezy. Temperatura ich krystalizacji, okreœlona na podstawie stosunków izoto-powych tlenu, waha³a siê w przedziale 40–90°C. W przeci-wieñstwie do wapieni, dla których Ÿród³em wêgla by³ pierwotny biogeniczny kalcyt rozpuszczony w wodzie morskiej, wêgiel potrzebny do krystalizacji cementów wêglanowych pochodzi³ z materii organicznej ulegaj¹cej termalnej dekarboksylacji.
Literatura
BODZIOCH A. 2005 — Biogeochemiczna diageneza dolnego wapie-nia muszlowego Opolszczyzny. UAM, Seria Geologia, 17. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ.
CHAFETZ H.S., WILKINSON B.H. & LOVE K.M. 1985 — Morpho-logy and composition of non-marine carbonate cements in near-surface settings. [In:] Schneidermann N. & Harris P. (eds) Carbonate cements. Soc. Econ. Pal. Min. Spec. Publ., 36.
ROSSI C. & CANAVERAS J.C. 1999 — Pseudospherulitic fibrous cal-cite in Paleo-groundwater, unconformity-related diagenetic carbonates (Paleocene of the Ager Basin and the Miocene of the Madrid Basin, Spain). J. Sed. Res. Sec. A. 69: 224–238.
SIKORSKA M. & JAWOROWSKI J. 2007 — Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol. (w druku).
304
Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 4, 2007
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; magdalena.sikorska@pgi.gov.pl
