ñskich Roztocza dokumentuj¹ przebieg sedymentacji w p³ytkowodnym œrodowisku morskim. Analiza struktur sedymentacyjnych pozwoli³a na wyró¿nienie stref o zró¿-nicowanym przebiegu i tempie sedymentacji na obszarze wschodniej czêœci Roztocza we wczesnym badenie. Pano-wa³y tu warunki p³ytkomorskie, zwi¹zane ze stref¹ przy-brze¿n¹. Tempo sedymentacji by³o znaczne, a na dnie istnia³y ró¿nej skali pola zmarszczek oraz du¿e makrofor-my o charakterze odsypów. Charakterystyczn¹ cech¹ utworów ods³aniaj¹cych siê w rejonie Lwowa jest obec-noœæ zespo³u struktur biogenicznych wskazuj¹cych na g³êbokoœæ zbiornika rzêdu do kilku metrów. W strefach o du¿ym tempie depozycji, gdzie prawdopodobnie istnia³y po³ogie sk³ony du¿ych form akumulacyjnych, wystêpuj¹ struktury zwi¹zane z grawitacyjnymi ruchami masowymi. Uk³ad form dna, we wczesnym badenie, zale¿a³ przede wszystkim od iloœci dostarczanego z l¹du materia³u oraz kierunku pr¹dów generowanych falowaniem wiatrowym. Zró¿nicowany rozk³ad kierunków transportu jednoznacz-nie potwierdza p³ytkowodny charakter œrodowiska, gdzie rozk³ad form dna zale¿y od stanu morza oraz kierunku nabiegania fal (Rudowski, 1986). G³êbokoœæ zbiornika nie przekracza³a podstawy falowania wiatrowego. W takim œrodowisku o przebiegu sedymentacji decyduj¹ g³ównie zmiany warunków hydrodynamicznych. Zmiany te s¹ wywo³ywane falowaniem wiatrowym, powoduj¹cym powstawanie pr¹dów zarówno przybrze¿nych, jak i powrotnych. Nasilenie oddzia³ywania na osad tych pr¹dów, a co za tym idzie transportu wzd³u¿ brzegowego, nastêpowa³o zapewne w okresach sztormów. Przewa¿nie transport materia³u w tej strefie odbywa³ siê w kierunku po³udniowym.
W profilach utworów górnobadeñskich natomiast, jest udokumentowana stopniowa ewolucja p³ytkomorskiej sedymentacji w strefie otwartego morza i nasilenie jej zwi¹zku z synsedymentacyjnym rozwojem stref uskoko-wych. W póŸnym badenie w zbiorniku istnia³y strefy aku-mulacji organogenicznej i organodetrytycznej, ze zmienn¹ w czasie dostaw¹ materia³u terygenicznego. Prawdopo-dobnie w tym czasie na jego dnie zaczyna kszta³towaæ siê uk³ad form akumulacyjnych, wymuszany stopniowym roz-wojem w pod³o¿u synsedymentacyjnych uskoków. W okresie tym nast¹pi³o wzmo¿enie ruchliwoœci tektonicz-nej, zaczê³y rozwijaæ siê uskoki normalne o uk³adzie scho-dowym, których skrzyd³a zrzucone ulega³y antytetycznej rotacji (Jaroszewski, 1977). Na Roztoczu, w najwy¿szej czêœci profili utworów górnobadeñskich, mo¿na
obserwo-waæ zespo³y warstwowañ skoœnych o skali kilkunastome-trowej prograduj¹ce ku po³udniowi. Powstawa³y one w okresach zwiêkszonej dostawy materia³u klastycznego do opisywanej partii zbiornika. Du¿e mi¹¿szoœci zespo³ów skoœnych, sta³e kierunki nachylenia warstwowañ, bliskie k¹towi naturalnego zsypu, mog¹ oznaczaæ istnienie sta³ej linii formowania siê stoku takich pokryw akumulacyj-nych (Roniewicz & Wysocka, 2001). Linie te wywo³ane by³y powstawaniem w pod³o¿u systemu synsedymenta-cyjnych uskoków schodowych o kierunku równole¿niko-wym. Taki uk³ad stref sedymentacji, uwarunkowany istnieniem w pod³o¿u synsedymentacyjnie aktywnych stref tektonicznych, spowodowa³ znaczne zró¿nicowanie facjalne i mi¹¿szoœciowe osadów gromadz¹cych siê w tej p³ytkowodnej strefie zapadliska. Model ten wyjaœnia rów-nie¿ prawid³owoœæ braku znacznych iloœci materia³u orga-nodetrytycznego w przyleg³ej do obszaru badañ czêœci zapadliska.
Literatura
JAROSZEWSKI W. 1977 — Sedymentacyjne przejawy mioceñskiej ruchli-woœci tektonicznej na Roztoczu Œrodkowym. Prz. Geol., 24: 418–427. KRZYWIEC P. 1998 — Mioceñska ewolucja tektoniczna wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (Przemyœl–Lubaczów) — wyniki interpretacji danych sejsmicznych. Przew. 69 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 37–44.
NEY R., BURZEWSKI W., BACHLEDA T., GÓRSKI W., JAKUB-CZAK K. & S£UPCZYÑSKI K. 1974 — Zarys paleogeografii i roz-woju litologiczno-facjalnego utworów miocenu zapadliska
przedkarpackiego. Pr. Geol. PAN, 82: 1–59.
OSZCZYPKO N. 1996 — Mioceñska dynamika polskiej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 44: 1007–1019.
RONIEWICZ P. & WYSOCKA A. 1999 — Charakterystyka sedymen-tologiczna utworów œrodkowo mioceñskich pó³nocno-wschodniej, brze¿nej strefy zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 83–97.
RONIEWICZ P. & WYSOCKA A. 2001 (w druku) — Uwagi o mioce-ñskiej sedymentacji pomiêdzy Szyd³owem a Smerdyn¹, po³udniowo-w-schodnie obrze¿enie Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol.
RUDOWSKI S. 1986 — Œrodowisko sedymentacyjne rewowego wybrze¿a morza bezp³ywowego na przyk³adzie po³udniowego Ba³tyku. Stud. Geol. Pol., 87: 1–74.
WYSOCKA A. 1999 — Sedymentacja klastycznych utworów badeñskich wschodniej czêœci Roztocza, pomiêdzy Zwierzyñcem a Lwowem. Nie-publikowana rozprawa doktorska. Arch. Instytutu Geologii Podstawo-wej, Wydzia³ Geologii, UW.
WYSOCKA A. 2001(w druku) — Sedimentation of clastic Badenian deposits in the eastern part of the Roztocze Hill, between Lwów and Zwierzyniec.Forecarpathian basins, E — Euxino-Caspian basins. Acta Geol. Pol.
Proweniencja minera³ów ciê¿kich z utworów miocenu rejonu Biszcza–Ksiê¿pol
(zapadlisko przedkarpackie)
Mariusz Paszkowski*, Monika Kusiak*
Z przeprowadzonej iloœciowej analizy minera³ówakcesorycznych wystêpuj¹cych w próbkach ska³ frakcji g³ównie piaszczystej w utworach miocenu z rejony Biszcza –Ksiê¿pol wynikaj¹ nastêpuj¹ce wnioski:
Zespo³y minera³ów akcesorycznych wyseparowane
ze ska³ nale¿¹ce do ró¿nych jednostek litostratygraficznych zapadliska przedkarpackiego wyraŸnie ró¿ni¹ siê sk³adem.
Wydzielono trzy podstawowe zespo³y
odpowia-daj¹ce warstwom autochtonicznego oligocenu, poni¿ej warstw baranowskich, w³aœciwym warstwom baranow-skim (baden dolny) oraz silikoklastycznemu miocenowi, powy¿ej poziomu anhydrytowego baden górny–sarmat (ryc. 1.).
454
Przegl¹d Geologiczny, vol. 49, nr 5, 2001
*Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk, ul. Senacka 1, 31-002 Kraków
Zespó³ minera³ów najni¿szej jednostki jest
zdomino-wany przez grupê minera³ów ultrastabilnych — cyrkon, rutyl, turmalin (zespó³ ZTR). W niektórych próbkach dodatkowo wystêpuje znacz¹ca iloœæ apatytu (12–28%), co mo¿e sugerowaæ domieszkê materia³u piroklastycznego w utworach badenu dolnego w danym otworze. Tego typu zespó³ bardzo dojrza³y wi¹¿e siê œciœle z litologi¹ opróbo-wanych utworów. W wielu próbkach wystêpuj¹ piaskowce i piaskowce zlepieñcowate, w których szkielet ziarnowy stanowi¹ arenity kwarcowe o cechach utworów staropale-ozoicznych rozpoznanych w pod³o¿u badanego obszaru, zw³aszcza silikoklastycznego kambru. Próbki o wybitnej przewadze ZTR pochodz¹ zapewne z recyklingu detry-tycznych minera³ów akcesorycznych, uwolnionych w cza-sie wietrzenia arenitów kwarcowych kambru, dewonu i ewentualnie jury dolnej i œrodkowej.
Wœród opróbowanych utworów dolnego badenu warstw baranowskich wystêpuj¹ charakterystyczne mar-gliste piaskowce z obfitym glaukonitem, makrofaun¹ wêglanow¹, silnie zbioturbowane z konkrecjami fosforyto-wymi. Zespó³ tych cech œwiadczy o silnej kondensacji stra-tygraficznej i d³ugotrwa³ym przerabianiu osadu na dnie, co zapewne sprzyja³o eliminacji minera³ów mniej stabilnych, takich jak na przyk³ad granaty. Utwory skondensowane bogate w glaukonit, nie musz¹ wiêc stanowiæ produktów rozmywania starszych ska³ o wysokiej dojrza³oœci petro-graficznej, a zubo¿a³y sk³ad minera³ów akcesorycznych mo¿e byæ wynikiem procesów hipergenicznych i harmyro-lizy. Inn¹ charakterystyczn¹ litologi¹ s¹ ska³y wêglanowe, czêsto zapiaszczone z rodolitami — wapienie litotaminio-we. Tak¿e w wapieniach litotaminiowych czêstym elemen-tem s¹ otoczaki arenitów kwarcowych ze starszego pod³o¿a. Zespó³ minera³ów akcesorycznych jest g³ównie zdominowany przez ZTR, ale oprócz tych stabilnych mine-ra³ów wystêpuj¹ apatyty oraz brukity (?). Taki niezwyk³y
sk³ad frakcji ciê¿kiej mo¿e sugerowaæ domieszkê mate-ria³u piroklastycznego w tych utworach, poniewa¿ wiemy, ¿e oba te minera³y wystêpuj¹ czêsto w utworach pirokla-stycznych miocenu zapadliska przedkarpackiego. Na obecnym etapie badañ trudno siê jednoznacznie wypowia-daæ na temat proweniencji materia³u warstw baranow-skich, gdy¿ optyczne obserwacje, nie poparte analizami geochemicznymi i geochronologicznymi nie pozwalaj¹ na jednoznaczne odrzucenie czy te¿ potwierdzenie pocho-dzenia materia³u z rozmywanych ska³ fliszowych orogenu kar-packiego.
Utwory m³odsze od poziomu anhydrytowego stano-wi¹ce zasadnicz¹ czêœæ profili opróbowywanych otworów reprezentuj¹ litologie typowe dla basenu przedgórskiego z alternacj¹ utworów frakcji piaszczystej i mu³owej o cechach turbidytowych. Wiêkszoœæ przebadanych próbek posiada bardzo jednolite i odmienne od warstw starszych spektrum minera³ów akcesorycznych. Zespó³ ten jest zdo-minowany przez granat oraz grupê minera³ów akceso-rycznych genetycznie zwi¹zanych ze ska³ami metamor-ficznymi: np. staurolit, sillimanit, dysten. Zarówno cechy sedymentologiczne utworów m³odszego miocenu, jak i sk³ad zespo³u minera³ów akcesorycznych umo¿liwiaj¹ bardziej jednoznaczn¹ interpretacjê proweniencji. Ogólna niedojrza³oœæ petrograficzna piaskowców o cechach sub-szarog³azów oraz krótkotrwa³y transport typowy dla syste-mów turbidytowych pozwoli³y na zachowanie oryginalnej mineralogii dla ska³ Ÿród³owych. Mo¿na s¹dziæ, ¿e wiêk-szoœæ materia³u dla tych utworów pochodzi³a z niszczenia ska³ fliszu karpackiego. Œwiadczy o tym sk³ad bardzo zbli¿ony do uœrednionego sk³adu minera³ów akcesorycz-nych opisywaakcesorycz-nych z ró¿akcesorycz-nych jednostek Karpat fliszowych (m.in. Winkler & Œl¹czka, 1992; 1994, Cieszkowski i in., 1998). Zaznacza siê jednak pewna tendencja do wiêkszej dojrza³oœci sk³adu minera³ów akcesorycznych w utworach miocenu w porównaniu z utworami fliszu, co wydaje siê byæ zrozumia³e w przypadku utworów recyklowanych.
Aby jednak tak sformu³owany wniosek nale¿ycie udo-kumentowaæ i zweryfikowaæ, konieczne s¹ dalsze, przede wszystkim instrumentalne badania zespo³u minera³ów akcesorycznych. Istotne by³oby zw³aszcza porównanie poszczególnych grup mineralnych pod wzglêdem typolo-gii, geochemii i geochronologii. Wydaje siê, ¿e najistot-niejsze i rozstrzygaj¹ce powinny byæ badania geochronologiczne takich minera³ów jak monacyt i cyr-kon, które jak nale¿y oczekiwaæ, rejestruj¹ moment krysta-lizacji w ska³ach metamorficznych i magmowych obszarów Ÿród³owych dla fliszu (kordylier). Wiemy na przyk³ad, ¿e pó³nocne i zachodnie partie kordyliery œl¹skie by³yj zbudowane z krystalicznych ska³ kadomskich (Masy-wu Brna Górnego Œl¹ska?), natomiast po³udniowo-wschod-nia czêœæ tej kordyliery — podobnie jak jej po³udniowe przed³u¿enie — Masyw Marmaroski stanowi fragment oro-genu waryscyjskiego inkorporowanego w alpidy.
Badania minera³ów akcesorycznych zawartych w sili-koklastycznych utworach fliszu karpackiego dostarczaj¹ obecnie licznych nowych danych, które mog¹ stanowiæ materia³ porównawczy przy bardziej zaawansowanych stu-diach proweniencji utworów zapadliska przedkarpackiego. Rysuj¹ca siê prawid³owoœæ dotycz¹ca stratygraficznej dystrybucji minera³ów akcesorycznych w utworach
mioce-455
Przegl¹d Geologiczny, vol. 49, nr 5, 2001
Grt inne
ZTR
poni¿ej warstw baranowskich warstwy baranowskie
powy¿ej warstw baranowskich
Ryc. 1. Proporcje podstawowych grup minera³ówakcesorycznych w
nu zapadliska przedkarpackiego powinna zostaæ w dal-szym etapie badañ zweryfikowana przede wszystkim poprzez analizy instrumentalne.
Literatura
CIESZKOWSKI M., W. ZUCHIEWICZ & W. SCHNABEL 1998 — Sedimentological and Tectonic Features of the Poland Sandstone
Mem-ber, Eocene, Magura Nappe: Case Study of the Klikuszowa Quarry, Outer West Carpathians, Poland. Bull. Pol. Acad. Sci. Earth Sci., 46: 55–74.
WINKLER W. & A. ŒL¥CZKA 1992 — Sediment dispersal and provenance in the Silesian, Dukla and Magura flysch nappes (Outer Carpathians, Poland). Geol. Rund., 81: 371–382.
WINKLER W. & A. ŒL¥CZKA 1994 — A Late Cretaceous to Pale-ogene Geodynamic Model for the Western Carpathians in Poland. Geol. Carpathica, 45: 71–82.
456
