Osady fluwioperyglacjalnej formacji z Wapienna i ich znaczenie interpretacyjne
Robert Soko³owski*, Barbara Woronko**
Stanowisko Wapienno znajduje siê oko³o 25 km na WNW od Inowroc³awia. W nadk³adzie wapieni górnej jury ods³aniaj¹ siê osady plejstocenu o ³¹cznej mi¹¿szoœci prze-kraczaj¹cej 30 m. Wyró¿niono w nich dwie formacje lito-stratygraficzne: le¿¹c¹ wy¿ej glacigeniczn¹ formacjê z Barcina oraz fluwialn¹ formacjê z Wapienna (Soko³owski, 2002; Soko³owski & Bluszcz, 2004).
W dolnej czêœci formacji dominuj¹ warstwowania ryn-nowe (litofacje typu SGt i St) œredniej i du¿ej skali. Zacho-wane s¹ cykle sedymentacyjne SGt>Sh>St>Sr>Fh. Dolne granice cykli zaznaczaj¹ siê powierzchniami erozyjnymi. Wœród frakcji ¿wirowej dominuj¹ ostrokrawêdziste okru-chy lokalnych wapieni i klasty ilaste pochodz¹ce z rozmy-wania litofacji mu³kowych.
Litofacje typu St i SGt tworzy³y 3-wymiarowe megari-plemarki, typowe dla g³êbokich stref g³ównych koryt pias-kodennych rzek roztokowych (Miall, 1996; Zieliñski, 1998). Zachowane cykle sedymentacyjne powstawa³y pod-czas gwa³townych, ale krótkotrwa³ych, sezonowych wez-brañ powodziowych. Du¿a dostawa materia³u okruchowego oraz wysokie amplitudy rocznych przep³ywów wymusza³y siln¹ agradacjê rumoszu w korytach. Skutkiem tego by³o roztokowanie koryt oraz czêste przerzucanie nurtu do nowych koryt. Stare koryta by³y wype³niane bardziej drob-noziarnistymi litofacjami (Sr, SFh, Fm), wieñcz¹cymi cykle sedymentacyjne. Osady te w klasyfikacji roztok Zie-liñskiego (1993) odpowiadaj¹ w dolnej czêœci typowi D-2.
W górnej czêœci formacji z Wapienna litofacje maj¹ mniejsz¹ skalê. G³ówn¹ rolê odgrywaj¹ piaski o przek¹tnym warstwowaniu rynnowym œredniej skali (St), warstwowa-niu tabularnym (Sp) oraz laminacji horyzontalnej (Sh) i riplemarkowej ró¿nego typu (Sr, Src). Litofacje typu St i Sp wystêpuj¹ g³ównie w dobrze wyra¿onych kana³ach o sze-rokoœci 40–50 m i g³êbokoœci do 3–4 m. Litofacje typu Sh i Sr buduj¹ pokrywy o mi¹¿szoœci 0,5–1,2 m i rozci¹g³oœci poziomej przekraczaj¹cej 150 m.
W g³êbszych strefach nurtu migrowa³y 3-wymiarowe megariplemarki (litofacje St). Litofacje typu Sp budowa³y odsypy poprzeczne w centralnych czêœciach koryt. Mi¹¿sze litofacje typu Sr i Sh by³y deponowane w strefie przykorytowej równi zalewowej. Tego typu sekwencja jest typowa dla piaskodennych rzek roztokowych o dobrze wykszta³conej strefie korytowej i równi zalewowej. Mo¿na j¹ przyrównaæ do wzorcowej rzeki typu South Saskatche-wan (Cant & Walker, 1978; Miall, 1996) lub Niobrara River (Bristow i in., 1999).
Pomiary paleopr¹dów wykonano w litofacjach o war-stwowaniach przek¹tnych (St, Sr i Sp). Ich wyniki wska-zuj¹ na przep³ywy w kierunku NW-N. W sekwencji pionowej zaznacza siê stopniowe przejœcie od kierunku
W-NW do N, lecz ca³oœæ pomiarów w kilku profilach badawczych cechuje siê du¿¹ zwartoœci¹.
W celu okreœlenia pozycji stratygraficznej analizowa-nych osadów pobrano oko³o 40 próbek osadów piaszczys-tych z ró¿nych litofacji z kilku profili w trzech stanowiskach badawczych. Badania wykonano metod¹ OSL w dwóch laboratoriach: Zak³adzie Zastosowañ Radioizotopów Poli-techniki Œl¹skiej w Gliwicach oraz wRisø Laboratory w Danii (Murray i in., 2004). Rezultaty datowañ pozwalaj¹ okreœliæ wiek powstawania formacji z Wapienna na 240–310 ka.
W dolnej czêœci formacji z Wapienna licznie wystêpuj¹ syngenetyczne szczeliny i kliny mrozowe (Soko³owski, 2003). Stwierdzono te¿ wystêpowanie krioturbacji w posta-ci deformacji niestatecznego warstwowania gêstoœposta-ciowe- gêstoœciowe-go. W górnej czêœci tej formacji pojawiaj¹ siê niewielkie szczeliny mrozowe. Brak natomiast klinów mrozowych.
Syngenetyczne kliny i szczeliny mrozowe powstawa³y w wyniku rozwoju wieloletniej zmarzliny. D³ugoœæ naj-d³u¿szych szczelin siêga 3,5 m. Mi¹¿szoœæ strefy deforma-cji gêstoœciowych (inwolutnych) wynosi 50–70 cm. Wielo-letnia zmarzlina rozwija³a siê na obszarach doliny nie objêtych przep³ywem. Wielkoœæ i rodzaj struktur pozwala okreœliæ œredni¹ roczn¹ temperaturê na£ – 4o
C, a temperaturê naj-zimniejszego miesi¹ca na £ – 20 oC (Huijzer & Isarin, 1997; Huijzer & Vandenberghe, 1998).
Analiza powierzchni ziaren kwarcowych frakcji piasz-czystej, wykonana metod¹ Cailleuxa (1942) w modyfikacji GoŸdzika (1980) oraz Mycielskiej-Dowgia³³o i Woronko (1998), wskazuje na bardzo wysoki stopieñ eolizacji tych osadów, maj¹cych oko³o 26 m mi¹¿szoœci. Dominuj¹ ziar-na, w których obróbka eoliczna zaznacza siê wy³¹cznie na krawêdziach i naro¿ach (EM/RM). Stanowi¹ one 40–78%. Bardzo du¿y udzia³ (od 10 do 40%) maj¹ w analizowanych osadach równie¿ okr¹g³e ziarna matowe (RM). Wysoki stopieñ zaokr¹glenia ich powierzchni jest wynikiem d³ugo-trwa³ego uczestnictwa w transporcie eolicznym. Statystykê dope³niaj¹ ziarna reprezentuj¹ce œrodowisko wysokoener-getyczne pla¿owe (EM/EL) oraz ziarna pêkniête (C). Jed-nak ich suma nie przekracza kilkunastu procent.
Obecnoœæ syngenetycznych klinów mrozowych dowo-dzi, ¿e tworzy³y siê one w warunkach wieloletniej zmarzli-ny. Obecnoœæ ziaren o obróbce eolicznej, roztokowy typ rzeki i brak jakichkolwiek œladów roœlinnoœci czy organiz-mów wodnych wskazuje, ¿e analizowane osady piaszczy-ste by³y deponowane w warunkach klimatu peryglacjalnego przy braku bezpoœredniego wp³ywu l¹dolodu. S¹ to osady okreœlane mianem fluwioperyglacjalnych (GoŸdzik, 1991, 1995 a, b, 2001). Wed³ug GoŸdzika (2001) wskazuje to, i¿ agradacja osadów odbywa³a siê w warunkach
...zwiêk-szaj¹cego siê kontynentalizmu klimatu peryglacjalnego...,
to z kolei sprzyja intensywnemu rozwojowi procesów eolicznych (French, 1996; Maruszczak & GoŸdzik, 2001; Seppälä, 2004). W tej sytuacji wydaje siê zasadne ³¹czenie tego typu serii z zimnym piêtrem klimatycznym.
199 Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 3, 2007
*Wydzia³ Biologii i Nauk o Ziemi, Uniwersytet M. Koperni-ka, ul. Sienkiewicza 4, 87-100 Toruñ; sywula@uni.torun.pl
**Wydzia³ Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski, ul. Krakowskie Przedmieœcie 30, 00-927 Warsza-wa; bworonko@uw.edu.pl
Literatura
BRISTOW C.S., SKELLY R.L. & ETHRIDGE F.G. 1999 — Crevasse splays from the rapidly aggrading, sand-bed, braided Niobrara River, Nebraska: effect of base-level rise. Sedimentology, 46: 1029–1047. CAILLEUX A. 1942 — Les actiones éoliennes périglaciaires en Euro-pe. Mm. Soc. Géol. de France, 41: 1–176.
CANT. D.J. & WALKER R.G. 1978 — Fluvial processes and facies sequences in the sandy braided South Saskatchewan River, Canada. Sedimentology, 25: 625–648.
FRENCH H.M. 1996 — The Periglacial Environment. Longman, Sin-gapore.
HUIJZER A.S. & ISARIN R.F.B. 1997 — The reconstruction of past climates using multi-proxy evidence: an example of the weichselian ple-niglacial in northwest and central Europe. Quat. Sc. Rev. 16: 513–533. GODZIK J. 1980 — Zastosowanie morfometrii i graniformametrii do badañ osadów w kopalni wêgla brunatnego Be³chatów. Studia Regio-nalne, IV (IX). PWN Warszawa-£ódŸ.
GODZIK J. 1991—Sedimentological record of aeolian processes from the Upper Plenivistulian and the turn of Pleni- and Late Vistulian in Central Poland. [W:] Kozarski S. (red.), Late Vistulian (=Weich-selian) and Holocene Aeolian Phenomena in Central and Northern Europe. Z. Geomorph., Supplement-Band, 90: 51–60.
GODZIK J. 1995a — Vistulian sediments in the Be³chatów open cast mine, central Poland. Quatern. Stud. Poland, 13: 13–26.
GODZIK J. 1995b — Wp³yw procesów eolicznych na genezê górno-plenivistulianskich aluwiów w œrodkowej Polsce. Acta Univers. Lodziensia, Acta Geogr., 20: 99–107.
GODZIK J. 2001 — Stratygrafia i paleogeografia osadów czwarto-rzêdowych w œrodkowo-zachodniej czêœci kopalni „Be³chatów” z wyko-rzystaniem morfoskopii ziarn kwarcowych. [W:] E. Mycielska-Dowgia³³o
(red.), Eolizacja osadów jako wskaŸnik stratygraficzny czwartorzêdu. Wyd. WGiSR UW.
HUIJZER B. & VANDENBERGHE J. 1998 — Climatic reconstruction of the Weichselian Pleniglacial in northwestern and Central Europe. J. Quat. Sc., 13: 391–417.
MARUSZCZAK H. & GODZIK J. 2001 — Znaczenie paleogeogra-ficzne osadów fluwioperyglacjalnych poprzedzaj¹cych nasuniêcie l¹dolodu odrzañskiego w dolinie Wis³y œrodkowej. [W:] E. Myciel-ska-Dowgia³³o (red.), Eolizacja osadów jako wskaŸnik stratygraficzny czwartorzêdu. Wyd. WGiSR UW.
MIALL A.D. 1996 — The Geology of Fluvial Deposits. Sedimentary Facies, Basin Analysis, and Petroleum Geology, Springer, Ber-lin-Heidelberg-New York.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. & WORONKO B. 2004 — The degree of aeolization of Quaternary deposits in Poland as a tool for stratigraphic interpretation. Sedimentary Geology, 168: 149–163. SEPPÄLÄ M. 2004 — Wind as geomorphic agent in cold climates. Cambridge University Press.
SOKO£OWSKI R.J. 2002 — G³ówne jednostki litostratygraficzne póŸnego plejstocenu w kopalni Wapienno na Kujawach. IX Konferen-cja „Stratygrafia Plejstocenu Polski” Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. Borne-Sulinowo, 3-7 wrzeœnia 2002 r. SOKO£OWSKI R.J. 2003 — Struktury kriogeniczne w stanowisku Wapienno k/Inowroc³awia i ich wartoœæ interpretacyjna. [W:] IV Semi-narium Genez, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych — streszczenia. Poznañ, 13-14 paŸdziernika 2003 r.
SOKO£OWSKI R.J. & BLUSZCZ A. 2004 — Litho- and chronostrati-graphy of Late Quaternary deposits in Wapienno quarry, NW Poland. [W:] 8thInternational Conference “Methods of Absolute Chrono-logy”.17-19th
May 2004, Ustroñ, Poland.
ZIELIÑSKI T. 1998 — Cyklicznoœæ w osadach rzek roztokowych. Pr. Nauk. Uniw. Œl¹skiego,Geologia, 14: 68–119.
WskaŸnikowe cechy uziarnienia aluwiów
i ich znaczenie we wnioskowaniu o dynamice procesu
Ma³gorzata Ludwikowska-Kêdzia*, Ewa Smolska**
Badania prowadz¹ce do wyznaczenia litofacji okre-œlaj¹cych œrodowisko depozycji dotycz¹ zarówno tekstury, jak i struktury osadu (Miall, 1985; Zieliñski, 1995). W ods³o-niêciach obie cechy osadów s¹ czytelne i dlatego szcze-gó³owe badania uziarnienia wydaj¹ siê zbêdne. Jednak w badaniach osadów z profili wierceñ w³aœnie cechy uziar-nienia s¹ podstaw¹ wnioskowania o œrodowisku depozycji i jego dynamice. Przedstawienie uziarnienia aluwiów za pomoc¹ krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieñ-stwa (Visher, 1963) oraz na diagramie C-M (Passega, 1964; Passega & Byramjee, 1969) umo¿liwia ustalenie mechanizmu transportu i wraz z wartoœciami rangowymi wyraŸnie zwiêksza mo¿liwoœci interpretacyjne w zakresie dynamiki œrodowiska depozycyjnego (Gradziñski i in., 1986; Racinowski i in., 2001). Równie¿ analiza relacji pomiêdzy podstawowymi wskaŸnikami uziarnienia stano-wi Ÿród³o informacji o œrodostano-wisku depozycji i jego dyna-mice (Mycielska-Dowgia³³o, 1995; Szmañda, 1998; Ludwikowska-Kêdzia, 2000; Kordowski, 2003).
Celem badañ by³o porównanie uziarnienia aluwiów ró¿nych subfacji rzek roztokowych i meandrowych. Do analizy porównawczej wybrano badane wczeœniej osady wspó³czesnych rzek roztokowych na przedpolu lodowców
Fláa i Fall w SE czêœci Islandii (Giriat & Smolska, 2004; Angiel i in., 2005), widoczne w ods³oniêciach osady san-drów Czarnej Hañczy i Rospudy (Zieliñski, 1993; Zieliñski & Smolska, 1999; Ostrowska i in., 2003) oraz osady holo-ceñskiego dna doliny Belnianki, pochodz¹ce z wybranych profili wierceñ (Ludwikowska-Kêdzia, 2000). Szczególn¹ uwagê zwrócono na odzwierciedlenie dynamiki œrodowi-ska depozycji we wœrodowi-skaŸnikach uziarnienia i na wykresach zale¿noœciowych pomiêdzy wskaŸnikami.
Analizy uziarnienia wykonano metod¹ sitow¹ i kombi-nowan¹ sitowo-areometryczn¹ wed³ug zaleceñ Myciel-skiej-Dowgia³³o (1995). W przypadku najdrobniejszych osadów zastosowano metodê laserow¹. Parametry uziar-nienia obliczono wed³ug Folka i Warda (1957).
Zestawienie parametrów uziarnienia (wyliczonych dla wybranych do analizy osadów fluwialnych) na wykresach zale¿noœciowych wskazuje na wystêpowanie 2 trendów (uk³adów) wyró¿nionych przez Mycielsk¹-Dowgia³³o (1995). W analizowanych osadach roztok wyraŸnie zaznacza siê uk³ad I, odpowiadaj¹cy facji osadów korytowych. Jest on stosunkowo s³abiej zaznaczony w osadach rzek meandro-wych i zwykle obejmuje drobniejsze oraz lepiej wysorto-wane osady. Natomiast dobrze zaznaczony jest uk³ad II, odpowiadaj¹cy osadom pozakorytowym. W osadach Belnian-ki jest uk³adem dominuj¹cym. Zaznacza siê równie¿ osobna grupa punktów, charakterystyczna dla osadów akumulacji zbiornikowej (Ludwikowska-Kêdzia, 2000). Na diagramach zale¿noœciowych zwraca uwagê strefa, zwykle w
przedzia-200
