Facje i warunki depozycji utworów formacji poznañskiej
Grzegorz Czapowski*, Jacek Robert Kasiñski*
Analiza wykszta³cenia utworów formacji poznañskiej w wybranych profilach z œrodkowej (rejon koniñski) i brze-¿nej czêœci basenu pozwoli³a wyró¿niæ wiele litofacji, reprezentuj¹cych kontynentalne œrodowiska depozycji, od jeziornych do brakicznych z wp³ywami morskimi.
Facje jeziorne s¹ reprezentowane przez utwory otwartej
toni jeziora, zbudowane z mu³ków i i³ów, bezteksturalnych,
sporadycznie z laminacja równoleg³¹. Maj¹ one najwiêksze rozprzestrzenienie zarówno w œrodkowej, jak i w brze¿nej czê-œci basenu i mi¹¿szoczê-œci do kilkunastu metrów. Wykszta³cone s¹ identycznie jak utwory nadmorskich zbiorników brakicznych typu lagunowego i rozró¿nienie jest mo¿liwe wy³¹cznie w oparciu o obecnoœæ morskiej mikrofauny czy fitoplanktonu na pierwotnym z³o¿u oraz wyraŸne zmiany chemizmu œrodowi-ska.
Facje bagienno-torfowiskowe, rozwijaj¹ce siê w jezio-rze podczas niskiego stanu wody, w dolnej czêœci formacji osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 6–8 m (I œrodkowopolski pok³ad wêgla brunatnego), w wy¿szej czêœci profilu s¹ mniejsze i cieñsze. Utwory telmatyczne cechuje znaczna rozci¹g³oœæ i w obrê-bie jednego zbiornika mog¹ stanowiæ wa¿ne poziomy kore-lacyjne. Sk³adaj¹ siê na nie ró¿ne odmiany wêgla brunatnego (detrytowe i ksylitowe) oraz i³y wêgliste, zawie-raj¹ce nap³awiony uwêglony detrytus roœlinny oraz wiêksze uwêglone fitoklasty i fragmenty ksylitów.
Œladem dzia³alnoœci rzek s¹ osady korytowe oraz
delto-we (delty i prodelty), rozbudowywane u ujœcia rzek do
zbior-ników jeziornych. Utwory korytowe to piaski ró¿noziarniste z domieszk¹ ¿wirków, bezteksturalne b¹dŸ buduj¹ce zespo³y skoœne o granicach erozyjnych. Facje deltowe s¹
reprezentowane przez piaski œrednio- i drobno-ziarniste o zmiennym wysortowaniu, czêsto mu³kowate, niekiedy z pojedynczymi ziarnami ¿wirku, zwykle bezteksturalne lub warstwowane skoœnie niskok¹towo. W utworach prodelty wiêk-szy jest udzia³ frakcji mu³kowej, czêste s¹ smugi i laminy/warstewki ilaste, jest widoczna laminacja równoleg³a i drobne zmarszczki. Gruboœæ tych facji i rozci¹g³oœæ jest niewielka, rzêdu decyme-trów do medecyme-trów. Podobne cechy maj¹ osady
sto-¿ków aluwialnych, choæ wyró¿nia je wysoki
udzia³ frakcji ¿wirowej, brak warstwowania, niskie lub brak wysortowania oraz czêsto wype³nianie wciêæ korytowych.
Wysokie podpiêtrzenia sztormowe w pobli-skim zbiorniku morpobli-skim wlewa³y sporadycznie wody s³one do nabrze¿nych jezior, zmieniaj¹c je okresowo w laguny. Zapisem tych zjawisk s¹ osady przesmyków, reprezentowane przez pia-ski œrednio- i drobnoziarniste, dobrze wysorto-wane, ograniczone powierzchniami erozyjnymi. Od strony laguny facje te przechodz¹ w osady
delt przesmykowych, wykszta³cone jako
bez-teksturalne mu³ki, czêsto zailone.
Sporadycznie napotkano w formacji pozna-ñskiej dcm gruboœci przemyte rezydua
zwietrze-linowe, bogate w kaolin i spoczywaj¹ce na starszym pod³o¿u,
oraz osady og³owionych gleb, rejestruj¹ce fluktuacje pozio-mu wód gruntowych. Specyficzn¹ facj¹ s¹ osady sp³ywów
b³otnych, z³o¿one z bezteksturalnych i³ów i mu³ków z
roz-proszonym ¿wirem i humusem, wkomponowane zwykle w facje jeziorne obrze¿a zbiornika formacji poznañskiej (Cza-powski i in., 2002).
Analiza facjalna utworów formacji poznañskiej wskazu-je (ryc. 1), ¿e w œrodkowej czêœci basenu utwory te powsta-wa³y w warunkach wielkiej równi aluwialnej, na której rozwija³y siê rozleg³e, zapewne p³ytkie jeziorzyska, okreso-wo eokreso-woluuj¹ce w torfowiska. Rozwój facji silikoklastycz-nych poprzedzi³a w ca³ym basenie intensywna depozycja utworów bagniskowych (I œrodkowopolski pok³ad wêgla brunatnego). G³êbokie zmiany klimatyczne, prowadz¹ce do och³odzenia i arydyzacji (Stuchlik, 1998), wi¹zane z wcze-snym langenfeldem (IX poziom sporowo-py³kowy sensu Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1997), spowodowa³y zanik torfowisk i rozwój facji klastycznych, przewa¿nie w œrodowisku niskoenergetycznym, przy wzglêdnie wyso-kim stanie wody. Okresy intensywniejszej dostawy materia³u klastycznego z obrze¿enia zbiornika sprzyja³y formowaniu siê na obszarze jeziorzyska niewielkich lobów deltowych wraz z osadami prodeltowymi, tworz¹cych liczne odwrócone cykle sedymentacyjne o rosn¹cych ku górze roz-miarach ziarna. Partie jeziorzysk ulega³y okresowemu zara-staniu, formuj¹c cienkie, diachroniczne poziomy wêgli brunatnych.
265 Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 3, 2002
0 50 100 km litofacja wêglowa
litofacja okruchowa litofacja ilasta
przypuszczalna granica basenu wspó³czesna granica zasiêgu formacji kierunek dostawy materia³u klastycznego pierwotny zasiêg basenu
WARSZAWA KONIN
JAROSZÓW
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa
Ryc. 1. Mapa paleogeograficzno-facjalna basenu i³ów formacji
Na autocykliczn¹ sedymentacjê rzeczno-jeziorn¹ na³o¿y³y siê wydarzenia o charakterze regionalnym. Naj-starsze z nich, zwi¹zane z epizodem intensywnej regional-nej erozji, wywo³aregional-nej zapewne przez tektoniczne obni¿enie bazy erozyjnej wskutek dzia³ania czynników tektonicznych, pozostawi³o charakterystyczny poziom, tzw. palinologiczny poziom korelacyjny (S³odkowska,
2001). Z kolei maksymaln¹ ekspansjê ku SE borealnego zbiornika morskiego rejestruje widoczna w œrodkowej czê-œci profilu formacji poznañskiej seria osadów piaszczys-tych i mu³kowych (Kasiñski i in., 2001), zawieraj¹cych otwornice bentoniczne, ziarna glaukonitu i krzemionkowe ig³y g¹bek (Paruch-Kulczycka, 2001a).
I³y formacji poznañskiej — kopaliny s³u¿¹ce ochronie i rekonstrukcji
œrodowiska naturalnego
Pawe³ Brañski*
I³y formacji poznañskiej cechuje ogólnie du¿a zawartoœæ minera³ów ilastych oraz znaczny (przewa¿nie dominuj¹cy) udzia³ smektytów, reprezentowanych przez beidelit (Wyrwic-ki & Wiewióra, 1972; Wiewióra & Wyrwic(Wyrwic-ki, 1976). Ta(Wyrwic-ki sk³ad mineralny determinuje cechy fizyczne i fizykoche-miczne bardzo korzystne, z punktu widzenia mo¿liwoœci ich stosowania w dziedzinie ochrony i rekonstrukcji œrodowiska naturalnego (m.in. Koz³owski, 1990; Niegodzisz, 1990; K³apyta & ¯abiñski, 1988; K³apyta, 1991; Brañski, 1994, 1998, 2002).
W formacji poznañskiej, a zw³aszcza w obrêbie ogniwa wielkopolskiego (Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1997), wyraŸnie zaznacza siê iloœciowe zró¿nicowanie regionalne poszczególnych minera³ów ilastych (Wichrowski, 1981; Bra-ñski, 1994, 2002), przes¹dzaj¹ce o przewa¿aj¹cym na danym obszarze rodzaju mineralogicznym kopaliny. W pó³nocnej i pó³nocno-wschodniej strefie basenu, w przybli¿eniu powy¿ej linii Pi³a–Skierniewice, dominuje rodzaj illitowo-beidelitowy (o du¿ej przewadze beidelitu), któremu czêsto towarzyszy rodzaj czysto beidelitowy. W strefie œrodkowej, poni¿ej linii Pi³a-Skierniewice i powy¿ej linii górnej Odry powszechnie wystêpuje rodzaj illitowo-beidelitowy (na ogó³ o niewielkiej przewadze beidelitu), natomiast rodzaj beidelitowy zanika. W po³udniowej czêœci tej strefy (obszar Leszno–Kalisz) coraz czêœciej wspó³wystêpuje rodzaj kaolinitowo-beidelitowy oraz typ polimineralny. W strefie po³udniowej basenu, poni¿-ej linii dolnponi¿-ej Odry, sk³ad mineralny i³ów poznañskich jest szczególnie zró¿nicowany, ale przewa¿nie zaznacza siê wzrost zawartoœci kaolinitu. W zachodniej i œrodkowej czêœci tej strefy na ogó³ przewa¿a rodzaj beidelitowo-kaolinitowy, któremu towarzysz¹ rodzaje: kaolinitowo-beidelitowy i illito-wo-kaolinitowy, natomiast w czêœci wschodniej (na Opolsz-czyŸnie) wci¹¿ dominuje rodzaj illitowo-beidelitowy.
Zró¿nicowanie dominacji ró¿nych sk³adników mine-ralnych, wskazuje na pochodzenie osadów ilastych forma-cji poznañskiej z ró¿nych obszarów alimentacyjnych. Du¿y udzia³ kaolinitu w regionach dolnoœl¹skim i lubu-skim jest niew¹tpliwie efektem erozji pokryw kaolinowych w Sudetach. Dominacja beidelitu z illitem na po³udniowej OpolszczyŸnie prawdopodobnie odzwierciedla przewagê dostawy materia³u ze wschodniej czêœci orogenu karpac-kiego. Do pó³nocnej czêœci basenu by³ dostarczany z
tere-nów Skandynawii materia³ osadowy wzbogacony w beide-lit. Zmniejszanie siê zawartoœci beidelitu na po³udnie od linii Pi³a–Skierniewice, mo¿e œwiadczyæ o zaznaczaniu siê wa³u kujawsko-pomorskiego w morfologii dna basenu. Osa-dy bardziej piaszczyste, o mniejszej zawartoœci minera³ów ilastych, przewa¿nie pojawiaj¹ siê w brze¿nych partiach basenu i w po³udniowej czêœci obszaru Leszno–Kalisz.
Niezale¿nie od sk³adu minera³ów ilastych, i³y pozna-ñskie s¹ ska³ami praktycznie nieprzepuszczalnymi, o wspó³czynniku filtracji rzêdu 10-10–10-11 m/s. Kopaliny
nale¿¹ce do typów mineralogicznych beidelitowego i poli-mineralnego wykazuj¹ wysok¹ plastycznoœæ oraz dobre i bardzo dobre w³aœciwoœci sorpcyjne i jonowymienne (CEC z regu³y powy¿ej 25, a czêsto nawet powy¿ej 35 mval/100 g). Stanowi¹ one przewa¿nie najwy¿szej jakoœci surowce do izolowania sk³adowisk odpadów, tak¿e silnie toksycznych i radioaktywnych, oraz bardzo dobre surowce rekultywacyjne i agromelioracyjne (Brañski, 1994, 2002). Kopaliny reprezentuj¹ce typ kaolinitowy, wykazuj¹ œred-nie lub ma³e zdolnoœci jonowymienne (CEC zawsze poni¿-ej 25, a czêsto nawet 15 mval/100 g). Mog¹ one stanowiæ dobry materia³ hydroizolacyjny, ale (jako sorbenty niskich klas) stanowi¹ najwy¿ej œredniej jakoœci surowce do izolo-wania sk³adowisk odpadów. Badania zawartoœci pierwiast-ków œladowych (Wichrowski, 1981; Brañski, 1994), nie stwierdzi³y ich koncentracji w iloœciach szkodliwych.
Z i³ami formacji poznañskiej wi¹¿¹ siê bardzo szerokie (w niewielkim dotychczas stopniu wykorzystane) mo¿liwoœci stosowania w ró¿nych dziedzinach ochrony i rekonstrukcji œrodowiska, szczególnie przy sporz¹dzaniu przes³on izo-luj¹cych sk³adowiska odpadów. W tym celu mo¿na tak¿e wykorzystywaæ partie kopaliny zdyskwalifikowane przez przemys³ ceramiki budowlanej, kopaliny towarzysz¹ce innym surowcom mineralnym (g³ównie wêglom brunat-nym) oraz wyrobiska poeksploatacyjne. I³y poznañskie mo¿na równie¿ stosowaæ masowo w nowoczesnej rekulty-wacji, zw³aszcza do odtwarzania warstwy przypowierzch-niowej na obszarach zdegradowanych lub zdewastowanych cywilizacyjne. Nale¿y prowadziæ badania nad aktywacj¹ najlepszych odmian i³ów (w celu uzyskania sorbetów o wysokiej jakoœci) oraz rozwa¿yæ ewentualn¹ produkcjê sor-bentonawozów.
266
Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 3, 2002
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; pbra@pgi.waw.pl
